1. STRUCTURA ŞI COMPOZIŢIA ATMOSFEREI

Transcript

1 1. STRUCTURA ŞI COMPOZIŢIA ATMOSFEREI Fizica atmosferei este acea arte a fizicii care se ocuă cu studiul structurii şi comoziţiei atmosferei terestre şi a fenomenelor fizice şi roceselor din atmosferă (mişcarea şi circulaţia maselor de aer, transformări de stare ale aei, roagarea undelor de diferite tiuri, etc.). În cadrul fizicii atmosferei există mai multe caitole, în care se studiază diferite asecte ale fizicii atmosferei: statica, termodinamica, dinamica, electricitatea şi otica atmosferică, meteorologia şi aeronomia (ultima este ştiinţa ce se ocuă cu studiul atmosferei înalte şi medii). Fizica atmosferei este strâns legată de celelalte ştiinţe care studiază Pământul (geofizica, geodezia, chimia roceselor terestre şi a celor atmosferice). Dezvoltarea ei s-a datorat iniţial, în mare arte, necesităţii de a cunoaşte şi de a revedea vremea, ce se defineşte ca fiind starea atmosferei la un moment dat. Metodele exerimentale de studiu a atmosferei folosesc tehnici de la cele mai simle (giruete, luviometre) ână la cele mai comlicate (sateliţi, radiolocaţie). Ca orice studiu, fizica atmosferei are o finalitate şi anume rezolvarea unor robleme ractice legate de activitatea umană, cum ar fi: înţelegerea, dirijarea şi controlul unora din fenomenele atmosferice entru a le folosi în scouri ractice, reviziunea fenomenelor meteorologice globale (seceta, inundaţii, riscuri de întreruere a telecomunicaţiilor) sau locale (ceaţa, grindina), amlasarea unor obiective civile astfel încât să reducă la maxim imactul negativ al acestora asura mediului înconjurător. 1.1 STRUCTURA ATMOSFEREI Datorită variabilităţii mari a temeraturii, comoziţiei, dinamicii atmosferei, există mai multe criterii de clasificare a structurii sale. Un rim criteriu, cel mai folosit, este modul de variaţie a temeraturii cu altitudinea. Se defineşte gradientul vertical de temeratură ca fiind variaţia temeraturii e unitatea de înălţime: dt Γ =. (1.1) dz In funcţie de valorile lui γ, atmosfera se îmarte în câteva straturi orizontale, fiecare dintre ele caracterizate de o anumită variaţie a temeraturii cu înălţimea. Acestea sunt (fig.1.1): troosfera, curinsă între 0 şi 10 (oli) 18 (ecuator) km stratosfera, curinsă între şi km mezosfera, curinsă între aroximativ 50 şi km termosfera, curinsă între 80 şi 800 km 1

2 exosfera, la altitudine mai mare decât 800 km. Un alt criteriu de divizare a atmosferei este omogenitatea acesteia. Atmosfera este omogenă sub aroximativ 100 km, zonă numită homosferă, şi heterogenă la altitudini mai mari, strat care se numeşte heterosferă. Aici densitatea mică a aerului duce la fracţionalitatea constituenţilor gazoşi Caracteristicile straturilor atmosferice Troosfera este cea mai joasă ătură a atmosferei şi vine în contact direct cu surafaţa Pământului. Temeratura scade tretat, de la o medie de 10 C ână sre valori de -50 C. Gradientul temeraturii este aroximativ 6 7 C/km. În troosferă se găseşte cea mai mare arte a vaorilor de aă. Aici se formează norii, reciitaţiile, ceaţa. Termosfera Altitudinea (km) Mezosfera Stratosfera Troosfera Mezoauza Stratoauza Trooauza Temeratura (K) Fig. 1.1 Variaţia temeraturii în atmosferă şi rimele atru straturi atmosferice. Exosfera se află la altitudini mult mai mari iar temeraturile sunt, de asemenea, mult în afara scalei alese. La rândul ei, troosfera se îmarte în: stratul inferior (0-2 km) sau stratul limită lanetar, în care are loc mişcarea turbulentă a aerului, schimburile active de căldură, transformările imortante de fază. stratul mijlociu (2-7 km) în care umiditatea scade mult astfel încât masele noroase ce se formează aici aduc reciitaţii slabe 2

3 stratul suerior (7-12 km) în care umiditatea este şi mai scăzută, temeratura este deja mult sub 0 C şi norii sunt formaţi numai din gheaţă şi nu aduc reciitaţii. Zona de tranziţie dintre troosferă şi stratul suerior se numeşte trooauză, unde temeratura este constantă, aroximativ -50 C. În straturile inferioare ale stratosferei temeratura este scăzută însă creşte raid e măsură ce altitudinea creşte, atingând la limita suerioară valori de C. Termenul de stratosferă sugerează existenţa straturilor. Comoziţia chimică diferă de cea a troosferei, în rimul rând datorită rezenţei ozonului, care se află (aroae) în totalitate în stratosferă. Acesta este răsunzător entru încălzirea stratosferei suerioare, care are loc ca urmare a fatului că este el este caracterizat de existenţei unor linii uternice de absorbţie a radiaţiei UV şi IR care rovine de la Soare. Vaorii de aă sunt în cantităţi reduse. Un fenomen secific este rezenţa, în jurul altitudinii de 25 km, a unor starturi subţiri de nori sidefii, formaţi din aă surarăcită. Gradientul negativ de temeratură (temeratură mai mare în straturile de la altitudine mai mare) face ca stratosfera să fie relativ stabilă în sensul că turbulenţele şi dezvoltarea mişcărilor verticale ale aerului sunt limitate. Stratosfera este searată de mezosferă rin stratoauză. Regiunea dintre troosferă şi mezosferă se numeşte atmosfera medie, troosfera este situată în atmosfera joasă iar mezosfera şi termosfera constituie atmosfera înaltă. În mezosferă resiunea este de 200 de ori mai mică decât cea de la surafaţa Pământului iar temeratura scade raid cu înălţimea, ajungând la -70 C în aroiere de 80 km, astfel încât în această regiune gradientul vertical al temeraturii este mare. Ca urmare, dinamica atmosferică este foarte activă, astfel încât vânturile ot atinge valori foarte mari, de sute de km/h. În artea suerioară se întâlnesc norii argintii formaţi din articule de gheaţă. Mezoauza, zona de tranziţie dintre mezosferă şi termosferă, este o regiune în care rorietăţile atmosferei, atât în ce riveşte comoziţia cât şi în ce riveşte desfăşurarea roceselor atmosferice, se modifică esenţial. Termosfera este un strat cu rorietăţi mult diferite de cele ale straturilor de dedesubt, rezentate mai sus. Deoarece radiaţia solară este uternic absorbită la altitudini mari, temeratura creşte reede, ajungând la 1500 C astfel încât gradientul vertical al temeraturii este negativ. Comoziţia aerului se modifică radical ca urmare a ionizării uternice datorate comonentei UV din radiaţia solară, ce are ca efect disocierea moleculelor de O 2, CO 2, NO şi aariţia gazelor atomice. În lus comonenta ionizată, rezultatul fotoionizării şi al altor rocese de ionizare (schimb de sarcină, etc.), devine din ce în ce mai imortantă. Ca urmare, densitatea articulelor încărcate electric creşte cu înălţimea, comonenta neutră devine din ce în ce mai uţin rerezentată iar rocesele atmosferice sunt dominate de comonenta ionizată adică de lasma ionosferică. Cel mai sectaculos exemlu al unui astfel de roces este aurora olară, care are loc în termosfera joasă (la km). Mai uţin sectaculos, însă de o imortanţă covârşitoare, este fenomenul de 3

4 transmitere a undelor radio la distanţe mari, care are la bază reflecţia acestora e diferite straturi ionosferice. În sfârşit, exosfera, stratul ultim al atmosferei, searată formal de termosferă rin termoauză, este caracterizată de temeraturi foarte mari. Atracţia gravitaţională la altitudinile coresunzătoare exosferei scade mult, astfel încât articulele de gaz se îmrăştie în saţiul cosmic, fenomen denumit disiaţie. Comonenta neutră este ractic nulă iar densitatea este extrem de mică (distanţa dintre două articule este în jur de 100 km!) Formarea şi evoluţia atmosferei La înceuturile istoriei sale (cu multe milioane de ani în urmă), Pământul era format din gaz şi raf solar. În urma ciocnirilor cu meteori sau comete. Încet, încet, metalele grele (nichel sau fier s-au adunat, formând nucleul lanetar, în tim ce elementele mai uşoare, care conţin carbon, au rămas la surafaţă. Pe măsură ce masa lanetară a înceut să crească gazele grele au înceut să fie catate în rocesul de solidificare a rocilor. Gazele uşoare catate de Pământ, adică metanul, amoniacul şi hidrogenul au rămas la surafaţă, formând atmosfera originară a Pământului, comlet lisită de oxigen. Radiaţia UV emise de Soare, foarte intensă la înceut, a avut ca efect ruerea moleculelor de metan sau amoniac şi eliberarea de hidrogen, care, fiind foarte uşor, nu a utut fi reţinut în atmosferă. Gazele care fuseseră catate sub surafaţa terestră au înceut să fie eliminate, mai ales ca urmare a eruţiilor vulcanice, astfel încât în atmosferă au înceut să se acumuleze bioxidul de carbon, azotul şi vaorii de aă. Ca urmare a condensării acestora din urmă şi a loilor grele şi de lungă durată s-au format oceanele. Cantităţi mari de bioxid de carbon au fost astfel îndeărtate din atmosferă şi transortate în roci sau în aa oceanelor. Prin fotoliza vaorilor de aă şi a CO 2 s-a format oxigenul, la înceut în cantitate mică. Se crede la ora actuală că viaţa a aărut în oceane sub forma unor tiuri de bacterii care suravieţuiesc doar în medii lisite de oxigen. Abia duă ce au aărut rimele forme de alge a înceut acumularea de oxigen în atmosferă, ca rodus rezultat în urma fotosintezei. În acelaşi tim acelaşi roces de fotosinteză a dus la scăderea dramatică a rocentului de CO 2 şi la înlocuirea acestuia cu oxigen. 1.2 COMPOZIŢIA ATMOSFEREI Mărimi caracteristice gazelor 4 concentraţia volumică rocentuală, c V, a unui comonent gazos i, rerezintă raortul dintre volumul ocuat de acesta şi volumul ocuat de aer în aceleaşi condiţii:

5 V i c V = [%] (1.2) Vaer Această mărime se mai măsoară şi în mv, ărţi volumice er milion. concentraţia masică rocentuală, c m, este raortul dintre masa comonentului gazos i şi masa aerului: Relaţia dintre cele două concentraţii este: m i c m = [%] (1.3) maer μ =. i c m cv μ aer resiunea arţială, i, a unei comonente gazoase, este resiunea gazului resectiv dacă ar ocua singur întreg volumul aflat la disoziţie. Gazele atmosferice resectă legea lui Dalton: orice comonent gazos al unui amestec de gaze ideale se distribuie într-un volum dat indeendent de rezenţa celorlalţi comonenţi. m RT i i = (1.4) μi Vaer Din (1.3) şi (1.4) rezultă: m RT a a = (1.5) μa Vaer = c i V aer concentraţia articulelor de ti i, n i, adică numărul de articule din unitatea de volum. N i n i = [m -3 ] (1.6) Vi Aerul atmosferic Aerul atmosferic este un amestec de gaze a cărui comoziţie variază cu altitudinea. În câmul gravitaţional al Pământului moleculele de aer tind să cadă, în tim ce datorită agitaţiei termice molecule de aer tind să se îmrăştie. Ca urmare, aerul atmosferic are o distribuţie verticală descrisă cel mai simlu rintr-o lege exonenţială de scădere a densităţii cu înălţimea. Limita inferioară a acesteia este constituita din surafaţa Pământului, unde densitatea este maximă, în tim ce limita suerioară se situează formal la 2000 km. Masa atmosferei este areciată la t, ceea ce rerezintă aroximativ o milionime din masa Pământului şi 1/300 din cea a hidrosferei. 5

6 Aerul natural are o masă molară medie de 28.9 kg/kmol şi are în comoziţie gaze de diferite tiuri, care, duă timul lor de viaţă, se îmart în: gaze ermanente, al căror tim de viaţă este ractic infinit, rerezentate de gazele nobile (inerte din unct de vedere chimic): Ne, Ar, Kr, Xe gaze cvasiermanente, al căror tim de viaţă este de ordinul miilor de ani: N 2, O 2, He gaze cu variaţie lentă, al căror tim de viaţă este de ordinul anilor/lunilor: CO 2, CO, H 2, CH 4, O 3, N 2 O gaze cu variaţie raidă, al căror tim de viaţă este de ordinul zilelor: SO 2, H 2 S, NO, NO 2, NH 3 Tabel 1.1. Comoziţia naturală a aerului Constituent Concentraţia volumică Masa rocentuală molară Nitrogen (N 2 ) Oxigen (O 2 ) Argon (Ar) Dioxid de carbon (CO 2 ) Neon (Ne) Heliu (He) Metan (CH 4 ) Kriton (Kr) Hidrogen (H 2 ) Comonenţii rinciali Masa atmosferei este concentrată în roorţie de aroae 99.9 % sub altitudinea de 100 km; mai mult de 90% din atmosferă se află sub 20 km altitudine. Constituenţii rinciali sunt: Azotul molecular, N 2, cu o concentraţie volumică medie de 78%, care este un gaz asiv a cărui roorţie rămâne nemodificată ână sre 100 km. La altitudini mai mari el disociază sub acţiunea radiaţiilor solare şi se transformă în gaz atomic. Oxigenul molecular, O 2, ce ocuă 21% din aerul atmosferic, cu rol imortant din unct de vedere fizic în absorbţia comonentei UV din radiaţia solară. Oxigenul 6

7 molecular disociază şi el şi, în urma reacţiei dintre oxigenul atomic şi cel molecular, formează ozonul. Argonul, Ar, în concentraţie de 0.9%, care este un gaz nobil, inert Comonenţii minori (Urme) Comonenţii rinciali însumează 99.9% din aerul atmosferic (entru altitudini de ână la 100 km). Restul de 0.1% este rerezentat de totalitatea celorlalţi constituenţi gazoşi, care includ vaorii de aă, bioxidul de carbon (CO 2 ), ozonul (O 3 ), metanul (CH 4 ), neonul (Ne), heliu (He) şi oxizi ai azotului. Dioxidul de carbon, CO 2, este un comonent natural al aerului, în concentraţie volumică de 0.03% sau 300 mv. El absoarbe şi radiază energia termică în sectrul IR al acesteia. Acesta este inert din unct de vedere chimic dearte de surafaţa terestră. El este rodus în mod natural la surafaţa terestră însă şi ca urmarea a activităţilor umane. Arderile de combustibil au mărit concentraţia de CO2 din atmosferă. Se are că creşterea acestui constituent se situează la un nivel de 15% în ultima jumătate de secol. Este ştiut că acest gaz are rorietatea de a absorbi radiaţia emisă de Pământ şi deci are efect de seră. Cu cât concentraţia sa este mai mare cu atât efectul de seră devine mai imortant. Una din consecinţe este, se are, creşterea temeraturii globale din ultimii ani, desre care unii oameni de ştiinţă afirmă ca se va accentua în viitor. Vaorii de aă sunt cea mai imortantă dintre comonentele ti urmă. Aceştia sunt concentraţi într-un strat subţire adiacent surafeţei Pământului, de cca 2 km, într-un raort de amestec de aroximativ 20 g/kg (definirea raortului de amestec se găseşte în caitolul următor). Aa este rezentă în atmosferă sub toate formele osibile, lichidă, solidă şi gazoasă, şi generează ceaţă nori, loaie, ninsoare. Distribuţia ei este foarte variabilă atât în saţiu (e orizontală şi verticală) cât şi în tim şi deinde de relief, anotim, localizare geografică, dinamica atmosferei, etc. Concentraţia aei (în seţă a vaorilor de aă) variază de la aroximativ 3% la surafaţa Pământului (cât este în ceaţa caldă) ână la 4-6 mv, sau % în stratosferă. Concentraţia de vaori de aă variază şi cu latitudinea, având maximul la Ecuator şi descrescând uşor către oli, unde concentraţia lor este foarte mică (raort de amestec sub 5 g/kg). este un element foarte imortant în înţelegerea fenomenelor meteorologice şi a climatului. Vaorii de aă sunt activi din unct de vedere fizic, absorb şi radiază energia termică (energia radiativă din domeniul IR) de la surafaţa Pământului. Ei sunt elementul esenţial în formarea norilor din troosferă, în activarea şi formarea unor articule din stratosferă, cum ar fi aerosolii şi un anumit ti de nori ce se formează la temeraturi foarte joase, norii olari stratosferici. Ozonul, O 3 este de o imortanţă vitală entru omenire deoarece absoarbe radiaţia UV dăunătoare, din domeniul nm, îmiedicând-o astfel să ajungă la surafaţa Pământului. Se 7

8 are că ozonul a jucat un rol definitoriu în formarea atmosferei actuale a Pământului. El se găseşte în roorţie neglijabilă în troosferă ( % sau 0.05 m) şi atinge un maxim de concentraţie ce oate ajunge ână la valori de cca 10 m la altitudini de 20-30km, în stratosfera joasă. În acest interval de altitudini oxigenul molecular disociază sub acţiunea radiaţiei UV, iar oxigenul atomic rezultat interacţionează cu cel molecular, dând naştere moleculei de ozon,o 3. Cantitatea totală de ozon dintr-o coloană verticală se exrimă în unităţi Dobson (UD), care este măsura grosimii ozonului din coloana resectivă şi rerezintă înălţimea, exrimată în miimi de cm, e care ar avea-o acea coloană dacă tot ozonul ar fi adus lângă surafaţa terestră la temeratura şi resiunea standard (0 C şi 1 atm). Înălţimea coloanei în acets caz ar fi de ordinul 1 4 mm. Valorile astfel exrimate variază între 250 UD la Ecuator şi 400 UD la latitudini mari la echinox (rimăvara în emisfera nordică, toamna în cea sudică) Ca urmare a acţiunii radiaţiei UV oxigenul molecular disociază în oxigen atomic, care aoi se recombină cu cel molecular formând ozonul, dacă există un al treilea comonent (N 2 or O 2, cele mai abundente două molecule din atmosferă) care să reia excesul de energie eliberat rin această reacţie. O 2 + hν 2 O O 2 + O + A O 3 + A. Mai dearte, tot sub acţiunea radiaţiei UV, ozonul se rue în oxigen molecular şi oxigen atomic. O 2 + hν O O O Timul de viaţă al ozonului variază mult cu altitudinea. În stratosfera joasă acetsa este de câteva sătămâni şi, deorece este mult mai mare decât scala temorală a mişcărilor atmsoferice care este de 1 zi, distribuţia este controlată mai ales de dinamica stratosferică. În troosferă ozonul este distrus raid şi la fel se întâmlă şi în stratosfera suerioară. Prezenţa ozonului este şi cauza încălzirii uternice a stratosferei. Deşi ozonul se află într-un roces ermanent de creaţie şi distrugere, concentraţia de ozon este relativ constantă şi atinge la altitudinea de 30 km, concentraţii în jur de 5 x cm -3. Există variaţii imortante ale cantităţii de ozon care se datorează mai ales fenomenelor de transort şi, în mai mică măsură, celor chimice. Ozonul este rodus şi la surafaţa Pământului, în două moduri: arderea de biomasă (arderile din agricultură, ăduri, junglă, savane, câmii) şi interacţiunea dintre fumul industrial şi radiaţia solară. Ozonul, a cărui existenţă în stratosferă este vitală, datorită caacităţii sale de a absorabe aroae în totalitate radiaţiile UV, este dăunător dacă se află în concentraţii crescute la nivelul troosferei datorita acţiunii sale nocive asura organismelor. Metanul, CH 4, se află într-o roorţie de cca. 1.7 mv şi este concentrat în stratul inferior al atmosferei. În aroierea surselor de metan există zone care cu concentraţii crescute de metan, 8

9 însă amestecul vertical este lent şi limitează transortul metanului la altitudini mai mari sau în zonele cu concentraţii scăzute. Metanul are tim de viaţă lung şi este distrus în urma reacţiei cu radicalul hidroxid OH. Comuşii azotului, NO şi N 2 O, sunt roduşi naturali ai roceselor bacteriene din sol. Ei rezultă însă şi ca urmare a activităţilor umane de fertilizare a solurilor şi de ardere a combustibililor fosili, rocese care ot furniza ână la 25% din cantitatea totală de oxizi de azot din atmosferă. NO are rol în distrugerea catalitică a ozonului iar N 2 O are efecet de seară, însă mult redus faţă de vaorii de aă şi CO 2. Gazele rare, neonul şi heliul, sunt gaze inerte şi se află în concentraţii de 20 mv, resectiv 5mv. O arte din comonenţii minori rezentaţi mai sus (CO 2, vaorii de aă, metanul) recum şi altele roduse artificial (clorfluorcarbon CFC) sunt gazele de seră deoarece sunt active în domeniul absorbţiei energiei radiaţiei solare din domeniul de lungimi de undă mici, UV şi îmrăştierii ei sub forma radiaţiei de lungime de undă mare, IR (energia termică) Aerul oluat O comonentă ce nu există în mod natural în atmosferă sunt gazele industriale de tiul clorfluorcarbon (CFC-10, 11 12), care sunt eliberate în atmosferă mai ales din anii 1950, când a înceut folosirea lor e scară largă. Aceste gaze sunt antroice şi sunt stabile în troosferă. Deoarece nu sunt solubile în aă nu sunt îndeărtate rin căderea reciitaţilor (roces care, duă cum se vă arată în caitolul 5, este un roces eficient de curăţare a atmosferei). Prezenţa lor în atmosferă are un imact negativ uternic asura concentraţiei de ozon. Deoarece seciile acetsea au tim lung de viaţă, ele sunt transortate rin rocesele convective verticale în stratosferă, unde sunt disociate sub acţiunea radiaţiei UV. Clorul rodus astfel cu O 3 e care îl distruge. Se are că acesta este un roces imortant în scăderea stratului de ozon de deasura Antarcticii, deşi cercetări mai noi arată că dinamica stratosferică (evident indeendentă de activităţile umane) şi norii foarte înalţi din atmosferă ar să joace un rol cel uţin la fel de imortant. Creşterea concentraţiei uneia dintre comonentele existente în mod natural în atmosferă sau aariţia altei comonente, create în mod artificial, rerezintă fenomenul de oluare. Comonentele oluante sunt rimare, roduse rin emisii directe, sau secundare, roduse indirect în aer rin diferite reacţii şi interacţiuni între comonentele naturale sau oluante. Concentraţia de bioxid de carbon a crescut de la cca. 280 m la 360 m, deci cu aroximativ 30%. Această creştere se datorează mai ales intervenţiei umane, deşi există şi cauze naturale, acestea din urmă însă având efecte cu mult mai mici. Cauzele creşterii sunt descomunerile de natură organică, incendiile forestiere, emisiile vulcanice, arderile de 9

10 combustibili fosili, desăduririlor în scoul cultivărilor de cereale, schimbările survenite în acoeririle surafeţei Pământului. Cantitatea de metan a crescut cu 150%, creşterea în cazul acestei comonente având cauze comune cu cele ale creşterilor C0 2. Alte rocese care roduc metan sunt extracţiile de gaz natural şi etrol, arderea de biomasă, orezăriile, creşterea numărului de rumegătoare. O comonentă care nu exista în erioada re-industrială, cu efecte imortante în secial asura reacţiilor de distrugere a ozonului, este cea a gazelor CFC (clorfluorcarbon) ce rovin din emisiile datorate frigiderelor, sray-urilor e bază de aerosoli, agenţi de curăţare, etc Ionii Ionii există în troosferă în concentraţii mici şi sunt roduşi ca urmare a fulgerelor, interacţiunii razelor cosmice cu articulele atmosferice sau ca urmare a descomunerii elementelor radioactive. Deoarece densităţile lor sunt mici, rolul lor în rocesele dinamice, termodinamice, meteorologice din atmosfera joasă este aroae nul. În anumite cazuri însă, considerarea lor este esenţială în exlicarea unor fenomene, cum ar fi de exemlu formarea nucleelor de condensare, ce contribuie la formarea norilor, în anumite cazuri. La altitudini mai mari ei sunt rezultatul ionizării gazelor neutre ca urmare a acţiunii radiaţiei UV. Duă cum am secificat mai sus, concentraţia lor creşte înceând cu mezosfera, şi îmreună cu electronii, formează un gaz ionizat, lasma ionosferică. Procesele la aceste altitudini sunt guvernate de interacţiunea dintre lasma ionosferică şi gazul neutru, în care rolul fiecărei comonente deinde de altitudine Aerosolii Aerosolii sunt articule lichide sau solide cu dimensiuni foarte variate ce acoeră cca 1000 ordine de mărime (1 μm 5 mm) aflate în susensie în atmosferă. Aerosolii rovin din surse naturale (raf, sare de mare, eruţii vulcanice) sau artificiale (origine antroologică) şi sunt roduşi direct (cenuşi vulcanice) sau indirect, în urma unor reacţii chimice de conversie gaz articulă (ca, de exemlu, transformarea bioxidului de sulf în articule mici lichide de acid sulfuric în urma reacţiei cu vaorii de aă) Rolul lor în atmosferă este crucial entru că furnizează nucleele de condensare ce duc la formarea norilor, atât a celor din troosferă cât şi a celor din stratosfera de latitudine mare norii olari stratosferici. Aceştia din urmă au, duă cum am arătat, un rol imortant în formarea găurii de ozon din regiunea olară. Efectul lor asura bugetului radiativ al Pământului este de asemenea imortant, dat fiind că ei reflectă radiaţia solară din domeniul vizibil şi absorb energia termică (IR) emisă de Pământ şi atmosferă. 10

11 1.3 DISTRIBUŢIA PRESIUNII Distribuţia resiunii în lan vertical Aroximaţia hidrostatică. Presiunea variază în lan vertical ca urmare a echilibrului între atracţia gravitaţională asura atmosferei şi tendinţa de exansiune a gazelor. Atmosfera se află în echilibru hidrostatic, adică resiunea e o surafaţă este egală cu greutatea coloanei de aer de deasura acelei surafeţe. ( z) = z ρ g dz Se delimitează un volum de fluid, de surafaţă S şi înălţime dz. La echilibru hidrostatic, forţele de resiune din interiorul fluidului sunt echilibrate de forţa de greutate: F +d + F + G = 0. ( + d) S S = dm g = ρ dv g Deoarece dv = S dz, rezultă: d = ρ g dz (1.16) F dz F +d G Fig Echilibrul hidrostatic Pentru aerul uscat, care este aroximat cu un fluid ideal, ρ a = d = gdz. R T R T a a Atunci resiunea se obţine rin integrarea relaţiei de mai sus între nivelul de referinţă, z = 0, (0) = 0, şi nivelul z, (z) = : sau d z gdz R T = ln = 0 0 a 0 0 z T gdz R T a 11

12 z gdz R a T 0 = 0 e, (1.17) relaţie care se numeşte formula barometrică. Pentru determinarea lui este necesară cunoaşterea deendenţelor de altitudine a temeraturii şi acceleraţiei gravitaţionale, T ( z), g( z). Ultima oate fi considerată constant în limitele troosferei, astfel încât singura necunoscută rămâne temeratura. În funcţie de variaţia acesteia există câteva tiuri de atmosfere Tiuri de atmosfere În funcţie de variaţia arametrilor fizici (temeratură, densitate) cu altitudinea, atmosfera oate fi de mai multe tiuri, între care cele mai utilizate în calculele atmosferice sunt: Atmosfera olitroă temeratura descreşte liniar cu altitudinea, gradientul vertical al temeraturii este constant: dt Γ = = ct dz, T = T Γz. 0 Ţinând cont de (1.17), se obţine că resiunea la o altitudine oarecare este dată de formula hisometrică: = T0 Γz g T g = T Ra T 0 sau, (1.18) 0 Γ 0 0 ΓR a Atmosfera izotermă - temeratura este constantă, T = constant. Atunci resiunea deinde de altitudine duă legea: z H = 0 e, (1.19) unde H este scala înălţimilor, RaT H=, g a cărei valoare entru temeratura medie globală a atmosferei este de aroximativ 7.5 km dar care variază uternic cu înălţimea. Relaţia de mai sus este extrem de utilă în arecierea scăderii resiunii cu altitudinea. Atmosfera omogenă - densitatea atmosferică rămâne constantă, ρ = ρ 0 adică resiunea scade liniar. d = z = ρ g 0g d 0 0 ( z z ) ρ, 0 12

13 1.3.3 Distribuţia resiunii în lan orizontal În lan orizontal resiunea are variaţii imortante care duc la formarea unor formaţiuni de relief baric, cu rol determinant în evoluţia vremii. G G d G + d Fig Linii izobare ( d,, + d) şi gradientul baric Distribuţia resiunii în lan orizontal formează relieful baric. Surafeţele izobare sunt locul geometric al unctelor de egală resiune. Linia izobară este locul geometric al unctelor de resiune egală dintr-un lan. Se defineşte gradientul baric orizontal ca fiind variaţia resiunii e unitatea de lungime e direcţia normală la liniile izobare, în direcţia scăderii resiunii: d G = 1 n (1.20) dn Forme rinciale ale reliefului baric Anticiclonul sau maximul de resiune este o regiune delimitată de linii izobare circulare închise în care resiunea este mai ridicată decât în jur. Ciclonul, deresiunea sau minimul de resiune este regiunea delimitată de linii izobare închise în care resiunea este mai scăzută decât în jur Forme secundare ale reliefului baric Dorsala este regiunea de resiune ridicată, delimitată rin izobare deschise curbe (în forma literei U) de regiuni de resiune mai mică. Talvegul este regiunea de resiune mică delimitată rin izobare deschise ascuţite (forma literei V) de regiuni de resiune mai mare. Şaua barometrică este o regiune de resiune mare, înconjurată de doi cicloni şi doi anticicloni aşezaţi în cruce, în care izobarele sunt sub forma unor hierbole conjugate. Culoarul deresionar este regiunea de resiune coborâtă care uneşte mai mulţi cicloni. 13

14 Brâul anticiclonic este regiunea de resiune ridicată ce leagă mai mult anticicloni. Aceste forme de relief baric se întâlnesc atât la surafaţă cât şi la înălţime, având efecte imortante asura vremii care vor fi descrise (în arte), în următoarele caitole. G G M D + d d d + d Fig Anticiclon (M) stânga şi ciclon (D) dreata d Dorsală + d d Talveg + d Fig Dorsala şi talvegul M D D M Brâu anticiclonic, resiune mare Culoar deresionar, resiune mică ŞA M D M D Fig Forme secundare de relief. Săgeţile indică sensul de scădere a resiunii. 14

15 2. TERMODINAMICA ATMOSFEREI 2.1 PROCESE ADIABATE ALE AERULUI USCAT Ecuaţia de stare Pentru a studia diferite rocese din atmosferă se consideră, în general, un volum de aer, delimitat virtual de mediul înconjurător, de volum V, masă m şi resiune, numit articulă de aer. Aerul atmosferic este comus din gazele atmosferice şi din vaori de aă. Vaorii de aă ot trece dintr-o fază în alta, modificând esenţial rorietăţile unei mase de aer şi derularea roceselor atmosferice. Aerul atmosferic este denumit aer umed iar aerul uscat este aerul în care nu există vaori de aă. Aerul uscat este considerat ca gaz ideal şi ca urmare ecuaţia de stare entru aerul uscat este cunoscuta ecuaţie de stare a gazului ideal: V = νrt. (2.1) Pentru unitatea de masă de aer uscat, m = 1 kg, ecuaţia de stare devine: RT V = μ sau, introducând constanta redusă a aerului uscat, rezultă sau, entru o masă oarecare: unde α = V/m este volumul secific. R a = R μ a = 287,05J kg K V = R a T. (2.2) α = R a T, Aerul atmosferic este un amestec de gaze ideale. Presiunea amestecului, ţinând cont de legea lui Dalton, este iar masa molară a aerului uscat este R T i = i, unde i = si i Vi R i R = μ i 15

16 ν iμi μ a i = ν. i i Căldura schimbată în timul unui roces este dată de rimul rinciiu al termodinamicii: δ Q = d U + dv care se mai oate scrie: δq = du + dα, unde α este volumul secific, α = V/m iar u este energia internă e unitatea de masă. La resiune constantă aceasta este: δq = c dt iar la volum constant, δq = c V dt +da. Mărimile c V, cu valoarea 718 J K -1 kg -1, şi c, 1004 J K -1 kg -1, sunt căldurile secifice ale aerului uscat la volum, resectiv resiune, constante Procese adiabate ale aerului uscat Procesele ce au loc în atmosferă ot fi aroximate, la modul general, rin rocese adiabate. În cursul unui roces adiabatic un sistem termodinamic nu rimeşte şi nici nu cedează căldură: δq = 0. Un astfel de roces are loc fie dacă el se derulează atât de raid încât schimbul de căldură nu are loc, fie dacă sistemul este izolat termic. Procesele adiabate ot fi reversibile şi ireversibile (în ultimul caz energia sistemului, alta decât căldura, nu se conservă). Procesul adiabatic reversibil este şi izentroic deoarece, ţinând cont de definiţia entroiei: TdS rev = δq rev, δq = 0 imlică S = constant. În aroierea surafeţei Pământului există schimb ermanent de căldură cu surafeţele terestre, astfel încât rocesele sunt diabatice.la nivelele suerioare aerul este dearte de sursele calde şi reci deci se oate neglija schimbul de căldură şi rocesele atmosferice se ot considera dret adiabate. În rocesele adiabate temeratura deinde de altitudine aşa cum deinde de altitudine temeratura unei mase de aer uscat care se delasează adiabatic, deci fără schimb de căldură, şi cvasistatic e verticală în sus. Conform rinciiului I al termodinamicii: δq = d u + dα = 0 16

17 sau, deoarece du = c v dt, entru un kmol de gaz, ν = 1, şi ţinând cont de ecuaţia de stare a termodinamicii rezultă: dt dα 0 = T cv + Ra. (2.3) T α Diferenţiind ecuaţia de stare: dα + αd = R dt, rezultă: a sau dα d α + R = α dα = α dt T d. a d T Revenind la relaţia (2.3) dt dt d dt d 0 = T cv + Ra Ra = T c Ra, T T T deoarece c = R a + c V. Deci, entru rocese adiabate dt Ra d =. (2.5) T c care, integrată entru o masă constantă de gaz, are rezultatul: Ra c T = constant (2.6) Pe de altă arte, în aroximaţia hidrostatică, cel mai des folosită, g d = ρ gdz = dz R T şi deci (2.5) devine dt dz gra = c R a = Gradientul vertical de temeratură entru rocese adiabate ale aerului uscat, e scurt gradientul adiabatic uscat, Γ a, este: a g c dt g Γ a = = (2.7) dz c şi are valoarea 0,098 C m -1 sau, în unităţi de temeratură e suta de metri, aşa cum este el exrimat în general, Γ a = 0 0,98 C 100 m. Gradientul adiabatic uscat rerezintă variaţia temeraturii masei unitare de aer uscat la delasarea e unitatea de lungime a verticalei. La urcarea/coborârea adiabatică e verticală aerul se răceşte/încălzeşte cu 1 C e 100 m. 17

18 Rerezentarea grafică a variaţiei temeraturii este o dreată de antă aroximativ 45 într-un sistem de axe în care e abscisă sunt temeraturile iar e ordonată se află altitudinea având ca unitate 100m (fig. 2.1). z (100m) 45 t ( C) Fig Variaţia temeraturii în rocesul adiabatic uscat Temeratura otenţială În studiul roceselor atmosferice trebuie cunoscută, în anumite situaţii, temeratura unei articule de aer dacă ea ar fi suusă unei transformări adiabate care să-i modifice resiunea de la valoarea sa iniţială ână la o valoare dată a resiunii, 1000 hpa, numită resiune de referinţă. Alicând ecuaţia (2.6) între două stări, (,V, T) şi ( 0, V 0, T 0 ) ale articulei de aer, se obţine: cunoscută sub numele de ecuaţia Poisson. T0 T = Pentru 0 = 1000 hpa, se defineşte mărimea denumită temeratura otenţială, θ: 0 R C (2.8) 1000 θ = T (2.9) Temeratura otenţială a unui gaz este temeratura e care ar avea-o acest gaz dacă ar fi comrimat sau destins adiabatic ână la resiunea de 1000 hpa. Ecuaţia (2.9) se logaritmează şi diferenţiază şi se obţine: c R C d( lnθ ) = c d(lnt ) R d(ln ) Dacă se ţine seama de fatul (arătat mai sus) că a δ Q = T c dt T R a d 18

19 şi de exrimarea rinciiului al II-lea al termodinamicii entru rocese reversibile, δq = ds, se T obţine: c d (lnθ ) = ds. Pentru rocese reversibile ale aerului uscat, e scurt rocese reversibile uscate, uscate, variaţia relativă a temeraturii otenţiale este roorţională cu variaţia entroiei iar conservarea entroiei asigură conservarea temeraturii otenţiale. Ca urmare, temeratura otenţială, fiind un arametru conservativ entru aerul uscat, joacă un rol foarte imortant în meteorologie, care derivă din rolul roceselor adiabatice în atmosferă. Temeratura otenţială este un arametru imortant entru rocesele dinamice deoarece, sre deosebire de temeratură, aceasta creşte cu altitudinea, indiferent de roces. Mărimile conservative sunt imortante în meteorologie întrucât descriu originea şi istoria maselor de aer. Duă cum arată ecuaţia (2.5), variaţiile resiunii şi temeraturii vor avea acelaşi semn; astfel, comrimarea adiabatică, adică creşterea resiunii de-a lungul traiectoriei articulei de aer, este însoţită de încălzirea articulei de aer, în tim ce destinderea adiabatică determină răcirea aerului. Temeratura otenţială, în schimb, rămâne constantă. Acest lucru nu mai este adevărat entru aerul umed saturat, duă cum se va vedea mai jos. 2.2 AER UMED. UMIDITATEA Aerul umed este amestecul de aer uscat şi vaori de aă, a căror concentraţie determină felul climei, valorile temeraturii, variaţiile acesteia. Vaorii de aă ot fi saturanţi, şi în acest caz aerul umed este saturat, sau nesaturanţi şi atunci aerul umed este nesaturat. Masele molare ale comonentelor sunt: μ a = 28,96 kg/mol (entru aer uscat) şi μ v = 18,016 kg/mol (entru vaori). Fiecare comonentă oate fi considerată ca un gaz ideal, entru care se introduce constanta redusă a gazelor: R v = R μ v = 461,5J kg K. Princiala diferenţă între aa în stare lichidă, gazoasă şi solidă este energia cinetică medie er articulă. Într-o viziune foarte simlă, moleculele au energie cinetică maximă în stare gazoasă (deci vaori) şi minimă în stare solidă (gheaţa). Trebuie adăugat aici că deşi temeratura de 0 C este cunoscută dret temeratura de îngheţ a aei iar cea de 100 C dret temeratură de fierbere, acets lucru nu este adevărat este tot în atmosferă, ştiut fiind că există aă în stare lichidă la mult sub 0=C (aă surarăcită). Trecerile dintr-o fază în alta deind foarte mult de existenţa nucleelor 19

20 de condensare sau de îngheţ iar definiţia celor două uncte de e scara Celsius se referă la condiţiile normale de la surafaţa Pământului. La trecerea aei dintr-o stare în alta se degajă sau se absoarbe energie. Duă cum se ştie, la condensare se degajă energie (energia cinetică a moleculelor scade şi deci, conform rinciiului conservării energiei, o arte din aceasta se transformă în energie calorică) în tim ce la evaorare se absoarbe energie (necesară creşterii energiei cinetice a moleculelor la trecerea din stare lichidă în stare gazoasă). Condensarea vaorilor de aă într-o regiune duce la eliberare de energie latentă care la rândul ei încălzeşte aerul înconjurător. Ca urmare acesta se va ridica mai reede şi astfel iau naştere diferite fenomene atmosferice (intenisficare de vânt, furtuni) Mărimi caracteristice aerului umed Conţinutul de vaori de aă se exrimă în termeni de resiune sau de densitate. Presiunea de echilibru a vaorilor, e, este resiunea arţială a vaorilor aflaţi într-un volum oarecare de aer umed. Aerul umed devine saturat când conţinutul său de vaori de aă este în echilibru dinamic cu surafaţa de aă sau de gheaţă cu care se află în contact, adică atunci când rata de condensare a vaorilor devine egală cu rata de evaorare. Presiunea arţială a vaorilor de aă din aerul umed saturat oartă numele de resiune de echilibru sau de saturaţie. Dacă resiunea acestuia este, atunci resiunea aerului uscat va fi e. Valoarea resiunii de echilibru deinde de faza în care se află aa şi de forma şi temeratura surafeţei de evaorare. Când surafaţa este lană resiunea de saturaţie a vaorilor are valoarea maximă, E lan. Pentru o surafaţă sferică resiunea de echilibru este mai mică,, E lan > E sf. Pentru o temeratură dată, resiunea maximă a vaorilor în raort cu aa este mai mare decât în raort cu o surafaţă identică de gheaţă, E aă > E gheaţă. Altfel sus, aerul se saturează mai reede dacă este în contact cu gheaţa sau aerul saturat în raort cu aa este surasaturat în raort cu gheaţa. În lus, resiunea de echilibru a vaorilor deinde de temeratura surafeţei cu care se află în contact. Umiditatea relativă, U, este mărimea fizică, exrimată în rocente, ce rerezintă raortul dintre resiunea arţială a vaorilor de aă la momentul observaţiei (resiunea reală) şi resiunea maximă de echilibru în raort cu o surafaţă lană a vaorilor, coresunzătoare temeraturii la care se face observarea. e U = 100 [%] (2.10) E lan Această mărime arată cât de aroae de saturaţie este aerul umed nesaturat. Umiditatea relativă oate creşte in doua moduri: rin creşterea cantităţii de vaori de aă şi deci a resiunii arţiale a acestora (de exemlu aşa cum se oate etrece deasura întinderilor de aă) sau rin variaţia temeraturii. Pentru o articula de aer umed al căror conţinut de vaori este constant o 20

21 descreştere în temeratura aerului determină o creştere în umiditatea relativa si invers. În troosferă se atinge rareori o umiditate de este 100%. În nori, în schimb, are loc foarte des fenomenul de surasaturaţie din mai mult motive Umiditatea absolută, a, este mărimea fizică ce măsoară masa vaorilor de aă conţinută în unitatea de volum a aerului umed. m v a = [g/cm -3 ] (2.11) V au Temeratura 10 C Vaori de aă Umiditatea relativă 100% 20 C Vaori de aă 50 % 30 C Vaori de aă 30 % Fig Creşterea umidităţii entru un conţinut constant de vaori. Deoarece vaorii de aă din aerul umed nesaturat ot fi aroximaţi cu un gaz ideal, se oate scrie legea gazelor ideale: mv evau = RT = μ v m R T v v mv e eμv a = = = (2.12) V R T RT au v Umiditatea secifică, q, este mărimea fizică ce exrimă masa de vaori ce revine umidităţii de masă de aer umed : m v mv q = = (2.13) mau mv + ma adică, deoarece volumul estre acelaşi, dar q ρ v = ; ρv + ρ a 21

22 adică: sau Rezultă e v e ρ v = μ = şi RT R T q v v a ( e) e μa ρ a = =. R T RT eμ = v = eμ, v RT μv q = μ μ a v e μ a + + eμ e RT ( e) μ a eμ v + ( e) μ a RT ( e) μv = μ a e μ v e 1 μ a e q = 0,622. (2.14) 0,378e Pentru situaţiile reale resiunea vaorilor este mereu mult mai mică decât cea totală, şi atunci, deoarece e <<, e q 0, 622. (2.15) Pentru aer saturat: q sat E 0, 622. Raortul de amestec, r, este mărimea fizică ce exrimă raortul dintre masa de vaori şi masa de aer uscat conţinute într-un volum de aer umed: m v r = (2.16) ma r ρ v eμ v RT = = = 0, 622 ρ RT a e ( e) μ e a La fel ca mai sus, e << şi deci: e r 0, 622 q (2.17) În cazuri articulare, când e <, formula exactă care leagă raortul de amestec de umiditatea secifică este: r = m m a. u. v m v q = q. qmic 1 q 22

23 Oricum, cantitatea de vaori este foarte mică, chiar şi în aerul foarte cald şi umed. O valoare tiică entru troosferă a umidităţii secifice (egală, ractic, cu raortul de amestec) este 10-2 sau 10g/kg. Deficitul de umiditate, d, rerezintă diferenţa între resiunea maximă a vaorilor la temeratura aerului umed şi resiunea arţială a acestora: d = E e Punctul de rouă, τ, este temeratura la care ar trebui răcit aerul umed la resiune constantă şi conţinut constant de vaori, entru a se obţine saturarea sa în raort cu o surafaţă lană de aă ură. Ea deinde de altitudine iar variaţia sa cu altitudinea se numeşte gradientul unctului de rouă, Γ r Conţinutul de aă reciitabilă este adâncimea stratului de reciitaţii care ar rezulta în urma reciitării integrale a vaorilor de aă dintr-o coloană de aer din întreaga atmosferă. Ea se oate determina din rofilele de umiditate furnizate de radiosonde Măsurarea umidităţii Determinarea umidităţii se face cu ajutorul sihometrelor, higrometrelor, higrografelor, şi a radiosondelor. Măsurarea umidităţii cu sihometrul se bazează e determinarea resiunii vaorilor de aă. El este alcătuit ractic din două termometre, unul care măsoară temeratura aerului şi celalalt care are rezervorul înfăşurat într-o bucată de ânză umezită ână la saturaţie. Simultan au loc două rocese, unul de evaorare a aei din ânza iar celălalt de condensare a vaorilor de aa din atmosferă e ânza rece. Atât tim cât rimul este dominant, se cedează căldură latentă aerului înconjurător, astfel încât termometrul va înregistra coborârea temeraturii. Aceasta scade ână când se realizează echilibrul între cele două fluxuri, adică ână când aerul din jurul rezervorului este saturat. Diferenţa dintre cele două temeraturi este cu atât mai mică cu cât umiditatea este mai mare. Cantitatea de vaori este mică, saturarea este atinsă reede şi deci şi căldura cedată rin evaorare este mică. Fiecărei temeraturi îi coresunde o anumită resiune arţială a vaorilor de aă iar valorile se iau fie din tabele fie din curbe ale resiunii de saturaţie funcţie de temeratură. Folosirea higrometrului se bazează e măsurarea unctului de rouă. Aerul din aroierea surafeţei e care se află un termometru este răcit adiabatic ână când se saturează şi are loc condensarea. Se înregistrează temeratura şi se citeşte valoarea resiunii din tabele Temeratura virtuală Se consideră o articulă de aer umed nesaturat având volumul şi temeratura T, unde este resiunea totală a masei de aer considerate, a este resiunea aerului 23 V au, resiunea = a + e

24 uscat iar e este resiunea vaorilor. Masa aerului umed este m au în care masa vaorilor de aă este m v, iar a aerului uscat este m a, astfel încât m = m + m. (2.18) au La resiune şi temeratură normale, aerul uscat şi aerul umed nesaturat se ot considera gaze ideale şi se suun ambele (searat) ecuaţiei termice de stare Claeyron-Mendeleev. a, V = m v R a v a, v a, v T a e e ρ a = = şi ρ v = (2.19) R T R T R T Înlocuind relaţiile de mai sus în (1.15), îmărţită rin V au : Deoarece ρ În general, au m = V au au a a v e μ = + = v ρ au ρ a ρv 1 1 (2.20) RaT μa, rezultă: e << şi atunci V = m au 1 e T μ v 1 μ a Folosind aroximaţia 1 1 x e << 1. μ 1 v μ a 1+ x, rezultă: şi rezultă: V e μ + v R at 1 1. (2.21) μ = mau a Se introduce temeratura virtuală a aerului umed nesaturat: T v e = T 1 +, T v > T (2.22) μ v 1 μ a V = mau RaTv, sau ρ au RaTv =, (2.23) care este ecuaţia termică de stare entru aer umed nesaturat. Temeratura virtuală este temeratura la care aerul uscat aflat la resiunea dată,, ar avea aceeaşi densitate ca şi cea a aerului umed nesaturat aflat la temeratura T şi resiunea. 24

25 Comarând ecuaţia (2.15) cu ecuaţia (2.11) se observă că densitatea aerului umed este mai mică decât densitatea aerului uscat: ρ au = R T a v R T a ρ a Distribuţia umidităţii în stratul limită lanetar Umiditatea are o marjă largă de valori, distribuţia şi valorile locale fiind foarte diferite. Factorii care influenţează umiditatea sunt, rintre altele, diverse fenomene fizice care au loc în atmosferă, distribuţia florei, a reţelei hidrografice, a mărilor şi oceanelor. Totuşi, există câteva reguli generale. În regiunile ecuatoriale, resiunea arţială a vaorilor de aă are valori mai ridicate (30 mb). Cu creşterea latitudinii geografice, resiunea arţială scade, cele mai mici valori înregistrându-se la oli: 0,03 mb. Există, de asemenea, o variaţie a aceleiaşi resiuni, cu creşterea altitudinii, astfel încât se oate introduce gradientul vertical al umidităţii, care se defineşte rin variaţia resiunii arţiale a vaorilor e unitatea de înălţime: γ de e = dz (2.24) În general, în atmosfera liberă, umiditatea scade reede cu altitudinea, în stratul adiacent (limită). Existenţa unui γ > 0, deci a unei umidităţi care creşte cu altitudinea, resuune difuzia e vaorilor e verticală, în sus, ceea ce induce o evaorare la surafaţa Pământului. Dacă γ < 0, aare condensarea (umiditatea scade) şi are loc, în general, noatea. Până la 15 km, umiditatea scade uternic, dar entru înălţimi de este 15 km, umiditatea relativă creşte, astfel încât, la km, se realizează saturaţia vaorilor de aă, şi are loc formarea norilor sidefii Procese adiabate ale aerului umed nesaturat Dacă aerul este nesaturat şi nu schimbă căldură se sune ca rocesul este adiabatic uscat iar variaţia temeraturii este în întregime datorată variaţiei energiei interne determinată de destinderea sau comrimarea aerului. Se consideră o masă unitate de aer umed nesaturat, m au = 1g, exrimată în grame, care efectuează o transformare adiabată quasistatică. Parametrii ei de stare sunt, T şi V. Deoarece q = m v /m au iar m au (g) = 1, rezultă că, numeric, q = m v (exrimat în g), iar m a = 1 q. Căldura schimbată de articula de aer umed cu exteriorul este δq au = δq a + δq v (2.25) În general, 25 e

26 δq = du + dv = νc V dt + νrdt Vd, unde ν este numărul de moli, egal cu m/μ. Folosind ecuaţia de stare, relaţia Mayer şi definiţiile căldurilor secifice, se obţine că: d δq = mc dt mrat (2.26) Relaţia (2.26) se alică entru vaorii de aă şi entru aerul uscat şi se obţine: d( ' e) δ Qa = (1 q) c adt ' (1 q) RaT ' (2.27) ' e δq v de = qc vdt ' qrvt ' (2.28) e Reamintim că resiunea vaorilor este mult mai mică decât cea totală, e << a. Presuunem că masa de aer umed se delasează fără a schimba umiditate cu aerul înconjurător, deci q = 0,622 e = constant. (2.29) ' care, logaritmată şi diferenţiată duce la: de d' = 0 e ' (2.30) Atunci, folosind relaţiile şi fatul că schimbul de căldură cu exteriorul este nul, rezultă: dt ' (1 q) Ra + qrv d' = (2.31) T ' (1 q) c + qc ' a Mişcarea articulei de aer este cvasistatică, deci în orice moment resiunea din interiorul articulei este egală cu cea a mediului,, a cărui temeratură este T: d' d g = = dz, R T care, înlocuită în (2.31), devine: dt ' T ' = dz (1 q) c a v [( 1 q) R + qr ] a a + qc v v g R a T unde Se defineşte gradientul adiabatic umed nesaturat: Γ dt ' un = (2.32) dz Folosind exresia anterioară, rezultă entru gradientul adiabatic umed: T ' Γ un = AΓ a, (2.33) T 26

27 R 1 q + q R A = c 1 q + q c v a v a. În condiţii normale q 0.04, R v = 1.6 R a, c v = 1.83 c a, şi atunci A 1. Deoarece articula considerată este delimitată numai virtual de mediul înconjurător iar mişcarea este cvasistatică, T = T şi deci Γ un Γ a. Variaţia temeraturii articulei de aer umed nesaturat este aroae similară cu variaţia temeraturii unei articule de aer uscat în acelaşi ti de mişcare adiabată e verticală. Aceasta arată că aerul umed nesaturat se comortă ractic la fel ca aerul uscat Procese adiabate ale aerului umed saturat O masă de aer umed nesaturat aflată în mişcare verticală ascendentă, oate atinge rin răcire untul de rouă. În acest moment vaorii condensează, devin saturanţi şi ot avea loc două tiuri de rocese: rodusele rezultate în urma condensării rămân în interiorul articulei iar rocesele sunt reversibile sau rodusele rezultate ărăsesc volumul considerat iar rocesul este ireversibil. În rocesele reversibile conţinutul total de aă nu se modifică, însă se modifică raortul dintre vaori şi lichid. În timul rocesului are loc condensarea vaorilor de aă şi deci există o căldură latentă ce este schimbată în interiorul sistemului termodinamic (articula de aer umed saturat). seudoadiabatic. În cele ce urmează va fi rezentat cazul roceselor adiabate reversibile. Variaţiile temeraturii se datorează arţial destinderii sau comrimării aerului şi arţial datorită eliberării de căldura latentă. Căldura latentă datorată condensării vaorilor de aă comensează răcirea datorată destinderii aerului rin răcire. Se consideră din nou o masă de aer umed saturat, de masă m au = 1g, ceea ce înseamnă că m a = 1 q, m v = q dar q în acest caz nu mai este constant. În urma rocesului de condensare condensează o masă dq de vaori (exrimată în grame), atunci căldura rimită de aerul uscat este: δq unde λ cond este căldura latentă de condensare. Pentru rocesele adiabatice δq = 0 şi ca urmare: a d' = c adt ' RaT ' + λcond dq (2.34) ' Ra d' λcond dt ' = dt ' dq (2.35) c ' c a Din condiţia echilibrului hidrostatic şi din fatul că şi în acest caz se resuune că mişcarea este cvasistatică, (articulă) = (mediu): a 27

28 28 T z R g a d d ' ' d = = (2.36) Variaţia temeraturii masei de aer umed saturat va fi: q c z T T c g T a cond a d d ' ' d λ = Gradientul de temeratură adiabatic umed, dz dt v = Γ va fi: z q c T T c g a cond a v d d ' + = Γ λ (2.37) Umiditatea secifică este: ' 0,622 E q sat =. Prin logaritmarea şi diferenţierea ecuaţiei, se obţine: z z E E z q q sat sat d ' d ' 1 d d 1 d d 1 = (2.38) Presiunea = şi, folosind (2.36), rezultă + = T R g z E E q z q a d d 1 d d (2.39) Înlocuind (2.39) în (2.37) se obţine: ' d d 1 ' T E E c q q T R g c T T s cond sat a a cond a u + + Γ = Γ λ λ sau ' d d 1 ' T E E c q T R q T T c g s cond a s cond a u + + = Γ λ λ. (2.40) Deoarece T T şi E q s 622 0, = rezultă: T E c T R E E T E E c E T R a cond a cond a cond a cond a v d d 0,622 0,622 0,622 d d 1 0,622 1 λ λ λ λ + + = Γ + + Γ = Γ (2.41)

29 Variaţia resiunii vaorilor saturaţi în funcţie de temeratură, de/dt se obţine din ecuaţia Clausius Claeyron: Notând de dt λ λ E cond cond = = - (2.42) 2 Tδα T Ra λ cond E a = 0,622 şi R T a b λ cond E λcond 0,622 = a, (2.43) c R T c T = 2 a a 2 a variaţia temeraturii aerului umed saturat cu altitudinea este dată de: + a Γ u = Γa < Γ a (2.44) + b ceea ce arată că întotdeauna temeratura scade mai lent într-un roces adiabatic umed decât întrunul uscat. Valoarea lui Γ u este aroximativ 6,5 C/100m. z (100m) Γ a 45 t ( C) Γ u Fig Variaţia cu înălţimea a temeraturii unei articule de aer umed saturat în comaraţie cu cea entru o articulă de aer uscat Deendenţa lui Γ u nu mai este liniară şi deinde de resiune şi temeratură. Rerezentarea grafică a unui astfel de roces e acelaşi ti de axe din fig. 2.3 este o curbă a cărei tangentă va fi mereu la dreata dretei uscate. În timul ascensiunii adiabatice, temeratura scade, umiditatea relativă creşte (dacă aerul conţine vaori de aă) şi se atinge starea de saturaţie a aerului umed. Dacă ascensiunea continuă, atunci are loc rocesul de condensare a vaorilor de aă. Condensarea imlică eliberarea de căldură latentă care tinde să încălzească aerul înconjurător şi, ca urmare, schimbă temeratura otenţială, care nu mai este o mărime conservativă atunci când au loc rocese de evaorare sau condensare în articula de aer Nivelul de condensare 29

30 Determinarea nivelului la care încee condensarea entru determinarea bazei norilor, h c, este imortantă entru evaluarea condiţiilor de aariţie a sistemelor noroase într-o atmosferă instabilă din unct de vedere termodinamic. La altitudini mai mici decât cea la care loc condensarea, temeraturile sunt: T = T 0 Γa z, iar τ = τ 0 + Γ r z (2.44) unde Γ r = dτ/dz este gradientul termic vertical al unctului de rouă. La altitudinea la care are loc condensarea, z = h c, temeraturile devin egale T = T0 + h c Γ = τ 0 + h c Γr deci nivelul de condensare este h c T = Γ r 0 τ 0 Γ a Când se atinge temeratura de condensare, T = τ. umiditatea secifică este E q( z) = 0, 622 Pentru z h c, q este constant şi deci, rin diferenţiere: 1 de dτ 1 d = E dτ dz dz Ţinând cont de ecuaţia echilibrului hidrostatic şi de fatul că mişcarea este cvasistatică, 1 d g =, d z R T se obţine, introducând ecuaţia Claeyron Clausius (2.42): a 2 g Rv τ Γ r = (2.45) λ R T cond a 30

31 Variaţia temeraturii Variaţia temeraturii Variaţia temeraturii Γ u Aer saturat hc nivel de condensare Variaţia unctului de rouă, Γ u Variaţia temeraturii, Γ a U = 100% Aer nesaturat t ( C) U (%) Fig Variaţia umidităţii (dreata) coresunzătoare unui rofil vertical umed nesaturat (sub nivelul de condensare) şi umed saturat. Pentru valorile numerice: R v = 1,6 R a, τ = T = 280 K, g = 9,8 m/s 2, λ = 600 cal/g, se obţine 0 Γ r = 0,17 C / 100m şi h c = 121 (T 0 - τ 0 ) m. 31

32 15

33 2.3 CEAŢA ŞI NORII Vaorii de aă din atmosferă ot condensa (aa trece din stare gazoasă în stare lichidă) sau ot desublima (aa trece din stare gazoasă în stare solidă). Tranziţia de fază a vaorilor către celelalte două forme, lichidă şi gazoasă, are loc atunci când umiditatea este de cel uţin 100 %, adică atunci când vaorii de aă din atmosferă devin saturanţi. Dacă unctul de rouă este sub temeratura de 0 C, atunci acesta devine unct de îngheţ iar vaorii de aă se transformă în articule de gheaţă. Pentru ca tranziţiile de fază să aibă loc trebuie să existe surafeţe de condensare (îngheţare sau desublimare). În atmosferă aceste surafeţe sunt cele ale articulelor de raf, fum, sare, sau, în lisa acestora, ionii ozitivi din atmosferă, efect al interacţiunii radiaţiilor cosmice cu atmosfera. Toate acestea se numesc nuclee de condensare. Dacă aceste nuclee lisesc sau nu sunt în concentraţie suficientă, atunci are loc surasaturarea, iar condensarea are loc la umiditate relativă mai mare de 100%. Ceaţa şi norii au structură asemănătoare, ambele sunt aglomerări de icături de aă rezultate în urma condensării vaorilor existenţi în atmosferă. Ceaţa rezultă atunci când condensarea are loc în aroierea surafeţei Pământului, în tim ce norii se formează în urma condensării la înălţime. Transformarea vaorilor de aă în icături se face în două moduri: rin creşterea umidităţii, deci rin creşterea cantităţii de vaori de aă din atmosferă şi rin rocese care necesită variaţia temeraturii dar care lasă nemodificată cantitatea de vaori. Atingerea unctului de rouă în condiţii de umiditate constantă se oate face rin mai multe rocese: rin răcire, rin ascensiunea aerului ână la nivelul de condensare sau rin advecţie (transort orizontal) Norii Norii sunt susensii de icături de aă, icături de aă surarăcită (la temeraturi sub 0 C), cristale de gheaţă sau un amestec ale acestora. Ca urmare a reflectivităţii acestora ei joacă un rol cheie în bugetul radiativ al Pământului şi în variabilitatea climatică, aşa cum se va arăta în caitolul următor. În regiunile în care temeratura este sub unctul de îngheţ se formează cristale de gheaţă. Oricum, dacă mediul este erfect curat, icăturile de aă există chiar dacă temeratura este sub unctul de îngheţ. Aa în stare lichidă se numeşte, în acest caz, aă surarăcită, şi are rol rincial în declanşarea rocesului de formare a norilor. În general norii se formează în condiţii de surasaturaţie, atinsă rin răcire adiabată. Norii se ot forma rin două tiuri de nucleaţie: eterogenă, în care formarea lor necesită existenţa unor nuclee de condensare omogenă, rin unirea (coalescenţa) mai multor articule 36

34 Deoarece resiunea maximă a vaorilor este mai mare în raort cu aa decât în raort cu gheaţa, rezenţa gheţii accelerează atingere saturaţiei şi deci formarea norilor este mai raidă sau are loc mai uşor în rezenţa articulelor de gheaţă. Dacă aa surarăcită dintr-un nor se transformă în articule de gheaţă, rocesul de formare a reciitaţiilor este mai eficient. Aa surarăcită este foarte instabilă, astfel încât va îngheţa la rimul contact cu o articulă de gheaţă sau dacă răcirea continuă ână sub temeratura critică. La îngheţarea aei surarăcite se eliberează căldură care este reluată de nor, ceea ce duce la creşterea duratei sau a extinderii sale. Pentru ca reciitaţiile să cadă dintr-un nor trebuie ca articulele să fie suficient de mari astfel încât să nu se evaore la căderea rin nor sau ână la atingerea surafeţei. Există două rocese rin care are loc creşterea articulelor: rocesul de ciocnire-coalescenţă şi rocesul Bergeron. Primul roces, mai uţin eficient, are loc atunci când articulele se ciocnesc unele de altele (ca urmare a mişcării lor) şi se liesc unele de altele, formând articule mai mari. Al doilea roces are loc numai în norii în care există articule de gheaţă şi se exlică rin fatul că vaorii de aă condensează mai uşor e o surafaţă de gheaţă decât e o surafaţă de aă lichidă. Astfel articulele de gheaţă cresc mai reede decât articulele de aă (acesta este exlică fatul că o loile torenţiale de vară sunt recedate de căderi de grindină). Norii se ot menţine dacă evaorarea aei, care loc ermanent în nor, sau căderea reciitaţiilor sunt comensate de condensarea altor vaori de aă, aduşi rin curenţi ascendenţi. Picăturile mai mici au raza mai mică şi deci Evident, dacă redomină evaorarea, norii disar. Vântul are şi el un rol imortant, accelerând evaorarea rin amestecul acestora cu mase de aer cu umiditate scăzută şi modificând forma norilor. Observarea norilor se oate face de e Pământ rin observare directă, cu ajutorul radarelor meteorologice şi din sateliţi, din estimări ale energiei radiaţiei din domeniul IR şi vizibil. Dacă articulele sunt mici atunci curbatura lor este mare iar resiunea de saturaţie este mai mare. Ca urmare, se formează mai întâi icături mari, care sunt şi grele şi deci ot cădea din nori si atinge solul fără să se evaore Mecanisme de formare a norilor Mecanismele de formare a norilor au la bază în general atingerea nivelului de condensare, deci atingerea saturaţiei rin răcirea masei de aer umed. Mecanismul rincial de formare a norilor este convecţia verticală, însă există şi alte rocese rin care se ot forma nori. o Ascensiunea orografică are loc atunci când aerul este forţat să se ridice din cauza reliefului înalt. Pe măsură ce se ridică, masa de aer se destinde adiabatic şi se răceşte cu cca. 10 C e km (valoarea gradientului adiabatic uscat). Formarea norilor rin acest mecanism este raidă şi are loc aroierea munţilor. 37

35 o Ascensiunea convectivă este asociată cu ascensiunea raidă, datorată convecţiei, a aerului cald de la surafaţa terestră. Aerul cald este mai uşor, se ridică (asemănător unui balon cu aer cald), se destinde şi se răceşte. Când se atinge unctul de rouă are loc condensarea vaorilor de aă. Acest ti de roces are loc, în general, în interiorul continentelor şi la ecuator, formând norii numiţi cumulus sau norii de furtună numiţi cumulonimbus. În funcţie de raiditatea ascensiunii şi de nivelul de condensare, se formează icături de aă sau cristale de gheaţă. o Ascensiunea frontală are loc atunci când masa de aer cald, umed, aflată în ascensiune lentă, întâlneşte o masă de aer rece. Porţiunea dintre o masă de aer cald şi una rece se numeşte front, de unde denumirea frontal. Acest ti de mecanism este caracteristic norilor continentali de la latitudini medii, unde se formează cicloni în zona ce seară aerul cald, umed, de cel rece, de natură olară. o Ascensiunea turbulentă este asociată cu mişcările turbulente datorate frecării cu surafaţa terestră şi este un fenomen de întindere mai mică, care duce la formarea norilor mici, care disar reede. o Răcirea radiativă are loc atunci când nu mai Pământul nu mai rimeşte radiaţie directă de la Soare. Aerul se răceşte şi, dacă este suficient de umed, atinge nivelul de saturaţie în aroierea Pământului, cauzând aariţia norilor de joasă înălţime sau a ceţii, mai ales în timul serilor şi noţilor de vară târzie Clasificarea norilor Norii se îmart duă mai multe criterii. Din unctul de vedere al structurii microfizice, norii ot fi: - nori din cristale de gheaţă, aşa cum sunt norii formaţi la înălţimi de este 6000 m, deasura izotermei de cca C - nori din icături de aă, aşa cum sunt norii formaţi sub 3000 de m (şi, evident, deasura nivelului de condensare - nori cu structură mixtă, formaţi între 3000 şi 6000 m, care de altfel aduc şi cele mai multe reciitaţii. Un alt criteriu, foarte utilizat, este cel al înălţimii la care se formează norii, care oate fi mică, medie şi mare. Conform acestui criteriu există atru tiuri de nori, fiecare din aceste tiuri având mai mult subtiuri, caracterizate în tabelul 2.1. o Nori sueriori, care se formează la înălţimi de este 4-6 km (mai jos în zona olară, mai sus la ecuator), din care fac arte norii cirrus, cirrocumulus şi cirrostratus o Nori mijlocii, formaţi între 2-6 km, în care se încadrează norii altocumulus şi altostratus 38

36 o Nori inferiori, formaţi în troosfera inferioară, sub 2 km, în care sunt incluşi norii gri nimbostratus, stratocumulus ( m) şi stratus o Nori cu dezvoltare verticală, care au baza la înălţime foarte mică, însă al căror vârf atinge înălţimi de este 6-8 km, din care fac arte imresionantul cumulonimbus şi aşnicii cumulus. Altostratus Cirrocumulus Cirrus Cumulus Altocumulus Nimbostratus Stratocumulus Stratus Cumulonimbus Fig Tiuri de nori Norii ti cumulus sunt rezultatul mişcărilor convective generate, de exemlu, de rezenţa unui oraş (ascensiune turbulentă) care rerezintă o zonă mai caldă, sau e latura însorită a unui deal. Ascensiunea termică a aerului cald este comensată de curenţi descendenţi, care diminuează cantitatea de vaori, astfel încât norii cumulus sunt foarte bine delimitaţi, de întindere mică, existând între ei arii largi de cer senin. Deoarece cantitatea de aă din ei este relativ mică, ei nu aduc reciitaţii decât, eventual, în cantitate foarte mică. Norii cumulonimbus aar atunci când curenţii termali ascendenţi sunt foarte raizi, atunci când convecţia aerului este uternică şi când curenţii descendenţi sunt slabi sau inexistenţi şi nu ot antrena în jos vaorii de aă, astfel încât aceştia ating raid unctul de rouă, la diferite înălţimi. Timul de viaţă a unui nor cumulonimbus este de cca. 1 oră însă se întâlnesc şi exceţii, atunci când într-o zonă cu densitate mare de nuclee 39

37 de condensare reciitaţiile căzute dintr-un astfel de nor se transformă raid în vaori şi aoi iar în icături de aă care furnizează norului materia rimă entru a se menţine mai mult tim. Convecţia în acest caz este foarte raidă iar reciitaţiile cad în averse, în cantităţi foarte mari. Norii Altocumuls sunt caracterizaţi dret nori mijlocii însă ot ătrunde şi în etajul suerior, la fel cum se întâmlă cu norii ti Nimbostratus, care se află în categoria norilor inferiori. Norii ti stratus sunt nori uniformi, gri, care acoeră întreg cerul, groşi de obicei. Ei se formează ca urmare a ascensiunilor uşoare ale aerului umed ână la altitudinea la care se atinge unctul de rouă şi încee condensarea sau ca urmare a răcirii frontale (determinate de înaintarea unui front rece) a unei mase de aer umed. De obicei aceşti nori nu aduc reciitaţii de lungă durată sau intensitate, însă ei ot da naştere la burniţă sau laoviţă entru erioade scurte de tim. O idee desre altitudinea relativă a norilor este dată de viteza aarentă de delasare a acestora. Cu cât norul este mai jos, cu atât el are a se delasa mai raid. O altă indicaţie aroximativă a altitudinii bazei este măsurarea umidităţii relative şi înmulţirea diferenţei dintre 100 şi valoarea în rocente cu 30. În interiorul continentelor baza norilor stratus se va ridica încet, încet şi se va disersa, mai raid în timul verii, mai lent (zile) în timul iernii. Norii nimbostratus sunt versiunea loioasă şi cu durată mai lungă a norilor stratus. De altfel, articula nimbo- din denumirea unui nor semnifică exact fatul că acel nor este urtător de reciitaţii intense. Norii stratocumulus şi altostratus se deosebesc rin înălţimea lor, dar ambii se formează rin ascensiune convectivă slabă, într-o atmosferă uşor instabilă în artea inferioară şi uscat stabilă mai sus. Ei sunt formaţi din icături de aă şi sunt limitaţi vertical. Uneori norii stratocumulus sunt aşezaţi erendicular e direcţia vântului. Ascensiunea orografică dă naştere atât norilor ti cumulus (limitaţi) cât şi celor ti stratus (întinşi), în funcţie de curba de stratificare a atmosferei. Norii care se formează în aroierea munţilor ot fi nori de briză, care se formează dimineaţa rin ascensiune orografică. Aceştia sunt nori de obicei nori Cumulus. Pe vârfurile munţilor se ot forma, ca urmare a unor curenţi verticali ce caracterizează o stare de instabilitate accentuată a atmosferei, nori ti căciulă muntoasă. Un nor deosebit este cel care se formează deasura munţilor foarte înalţi, albi, având o formă erfectă de lentilă albă, şi care, sre deosebire de toţi ceilalţi, nu se mişcă. 40

38 Tabel 2.2. Caracteristici ale norilor Nori Structură CIRRUS Gheaţă CIRROCUMULUS Gheaţă CIRROSTRATUS Gheaţă ALTOCUMULUS Gheaţă şi aă ALTOSTRATUS Aă şi zăadă NIMBOSTRATUS Aă Culoare Albi Albi Albi Albi cu umbre Gri Gri închis Descriere Fibroşi, asect de ană, fir, cârlig, ramuri, nestructuraţi, transarenţi, uneori rovin din nicovala unui cumulonimbus Puţin structuraţi în elemente granulate, lentile alungite, transarente. Preced un ciclon în dezvoltare raidă Pânză uniformă albicioasă care acoeră cerul, transarenţi, soarele se vede cu halo, vestesc l i Structuraţi, rulouri, benzi, limitaţi, cu margini definite, având asect de ături mici surause, cu zone transarente şi oace. Prezintă fenomenul de irizaţii. Însoţesc deresiunile Asect de voal, acoeră cerul, fibroşi, uniformi, asect mat difuz, soarele se vede ca rintr-un geam mat Strat gros, întunecat, oac Preciitaţii Nu Nu Nu Rar, slabe, loaie sau burniţă Slabe Ploaie deasă, mocănească 41

39 Tabel 2.2. Continuare Nori Structură STRATOCUMULS Aă STRATUS Aă CUMULUS Aă CUMULONIMBUS Aă în artea inferioară, gheaţă sus Culoare Alb-cenuşiu cu umbre gri Gri Albi Gri închis, vineţii Descriere Grămezi bine limitate, comacte; gruaţi, sudaţi, cu asect de bolovani Pânză uniformă, oacă, acoeră cerul, se destramă e alocuri, ajung ână la acoerişurile blocurilor înalte Foarte denşi, grămăjoare de vată cu margini foarte clare, cu asect de conoidă, turn, cuolă, de lungă durată, se mişcă lin e cer; au evoluţie diurnă km înălţime, foarte denşi, grei, ci delimitare orizontală definită şi dezvoltare verticală în evantai, nicovală, turnuri succesive gigantice, sunt însoţiţi de vijelii Preciitaţii Slabe (loaie sau zăadă) Fulgi mici, burniţă Fără sau averse slabe Ploi (averse) torenţiale, grindină, 42

40 2.3.2 Ceaţa şi roua Ceaţa rerezintă susensia de icături mici de aă sau icături şi cristale fine de gheaţă, care se formează în troosfera inferioară, la surafaţa Pământului Roua şi chiciura Roua este rerezentată de icăturile de aă care se formează e surafeţe reci, fără să formeze o susensie. Roua aare ca urmare a răcirii radiative atunci când mişcările maselor de aer sunt foarte reduse, dacă umiditatea aerului este suficient de mare. În timul noţilor liniştite, reci, de vară sau toamnă şi lisite de mişcări ale aerului (care să aducă aer cald de la altitudini mai mari), stratul subţire de aer din imediata aroiere a Pământului se răceşte şi el. Dacă răcirea este suficient de raidă şi imortantă, se atinge unctul de rouă şi vaorii de aă condensează e surafeţele reci. În dimineţile de toamnă ce urmează noţilor reci se observă un strat subţire de gheaţă e arbrizele maşinilor. În aceste cazuri unctul de rouă este sub 0 C şi vaorii de aă trec direct în stare solidă şi se formează chiciura Ceaţa Ceaţa este susensia de icături mici de aă care reduc vizibilitatea la mai uţin de 1 km. Aerul este erceut ca umed şi rece iar articulele de aă sunt suficient de mari încât dacă lumina cade sub un unghi corect, icăturile de aă sunt vizibile cu ochiul liber. Există o formă de ceaţă, care arată ca un strat subţire de abur gri în aroierea surafeţei, în care icăturile de aă sunt foarte mici iar vizibilitatea nu este ractic redusă şi care este caracteristică zonelor cu umiditate foarte mare, deasura lacurilor în timul serilor mai reci ce urmează unor zile senine însorite. Ceaţa este uneori baza unor nori stratus care au baza foarte coborâtă. Ceaţa oate fi frontală sau locală. Ceaţa frontală este ceaţa care aare la limita ce seară două mase de aer diferite, şi care, de obicei, este rezultatul unei combinaţii între rocesele rezentate mai sus. Ea se delasează în general odată cu delasarea frontului atmosferic. În funcţie de cauza formării ei, ceaţa locală este de mai multe feluri. o Ceaţa de evaorare este o ceaţă a cărei cauză este creşterea cantităţii de vaori, care aare în condiţii de stabilitate atmosferică atunci când o surafaţă de aă mai caldă decât mediul furnizează vaori de aă care, în contact cu aerul rece, condensează. o Ceaţa de radiaţie se formează rin răcirea radiativă a aerului din imediata aroierea a surafeţei terestre (secţiunea ), în condiţii de inversiune termică, adică atunci când temeratura aerului creşte cu înălţimea (vezi caitolul următor). Ea oate fi joasă sau înaltă şi disare la aariţia Soarelui sau la viteze mai mari ale vântului. 43

41 o Ceaţa de advecţie se formează în interiorul maselor de aer cald şi umed care se delasează orizontal şi ajung în zone reci. Ea oate aare şi dacă o masă de aer rece ajunge într-o regiune cu aer cald şi umiditate crescută de deasura oceanelor sau mărilor calde. Pătrunderea aerului troical maritim în zonele continentale reci de la latitudini medii duce la formarea ceţii aerului troical. Ceaţa musonică aare în timul anotimurilor călduroase, atunci când aerul continental cald ajunge deasura oceanului rece. Ceaţa arctică sau fumul de mare este caracteristică iernii şi se formează atunci când o masă de aer olar foarte rece ajunge în contact cu surafeţe acvatice mai calde. Aa se evaoră, saturează aerul rece şi creează fenomenul de fierbere a aelor din timul zilelor de iarnă foarte geroasă. o Ceaţa de amestec este rezultatul amestecului a două mase de aer cu temeraturi şi umidităţi diferite. Ea se întâlneşte e litoral sau în regiunile de deasura mărilor în care se întâlnesc curenţi calzi şi reci. În sfârşit, ceaţa adiabatică este rezultatul ascensiunii orografice. o Un ultim ti de ceaţă legat de creşterea concentraţiei nucleelor de condensare, fie e cale naturală (sarea marină) fie ca urmare a oluării aerului (ceaţa industrială sau smog-ul). 44

42 o 36

43 2.4 STABILITATEA TERMODINAMICĂ A ATMOSFEREI Mişcările verticale ale aerului au ca rezultat transort de căldură şi umiditate, transort de aerosoli, îmrăştierea sau stagnarea gazelor. Delasarea unei articule de aer este determinată de curba de stare T = T (z) a articulei resective şi de curba de stratificaţie reală a atmosferei, T = T(z). Gradientul termic al atmosferei reale, Γ, determinat rin măsurători, este altul decât cel adiabatic, Γ a, care caracterizează variaţia temeraturii unei articule aflate în mişcare e verticală. O articulă aflată în mişcare verticală are acceleraţia a, îndretată în sus, astfel încât într-o mişcare ascendentă a < 0, într-una descendentă a > 0 iar la reaus a = 0. Starea atmosferică este stabilă dacă nu favorizează mişcarea e verticală în sus a articulei, a < 0 indiferentă dacă a = 0 instabilă dacă favorizează mişcarea e verticală în sus, a > Condiţii de stabilitate Se resuune că articula de aer se află în mişcare cvasistatică, adiabatică, ce nu afectează mediul. Asura ei acţionează forţele de greutate şi forţa lui Arhimede, astfel încât din rinciiul II al dinamicii: ma = F a G adică ρ a = g 1 ρ' dar ' ρ =, ρ' = şi =, R T R T ' a a deci: T ' a = g 1 (2.44) T Temeratura articulei variază duă legea ' o T ' = T Γ dz iar cea a mediului duă legea a T ' = T0 Γ dz, unde temeraturile iniţiale se resuun egale, T o = T o. Prin înlocuire se obţine că: g a = ( Γa Γ)z (2.45) T 45

44 Fa T,ρ T,ρ' a G Fig Forţele ce acţionează asura articulei de aer Relaţia de mai sus arată care sunt condiţiile de stabilitatea entru aerul uscat: Atmosfera este stabilă dacă Γ < Γ a indiferentă dacă Γ= Γ a instabilă dacă Γ > Γ a. Pentru aerul umed condiţiile de stabilitate se obţin asemănător, cu observaţia că în afară de gradientul uscat, Γ a, avem şi gradientul adiabatic umed, Γ u.. z (100m) Γ Γ>Γa atmosferă instabilă Γ a Γ Γ<Γ a atmosferă stabilă T (K) Fig Stabilitatea aerului uscat Deoarece gradientul umed este mai mic decât cel uscat există următoarele osibilităţi: I. Γ a > Γ u > Γ: atmosferă stabilă, stabilitate absolută II. Γ a > Γ > Γ u : atmosferă uscat stabilă, umed instabilă sau instabilitate condiţionată III. Γ > Γ a > Γ u : instabilitate absolută Din unct de vedere fizic, stabilitatea şi instabilitatea ot fi exlicate ţinând cont de diferenţa dintre temeraturile mediului şi ale aerului aflat în mişcare Atmosfera stabilă Când gradientul atmosferic este mai mic decât Γ a, Γ I < Γ a, temeratura mediului scade mai lent cu înălţimea decât o articulă de aer nesaturat aflată în ascensiune. În urcare (fig. 2.7.a) aerul se destinde şi se răceşte astfel încât la o anumită altitudine temeratura lui, t a, va fi mai mică decât cea a mediului, t I, şi va fi mai greu. În consecinţă va coborî, tinzând să atingă oziţia iniţială. Pe de altă arte, dacă aerul coboară (fig. 2.7.b), el se încălzeşte adiabatic astfel încât el va avea temeratura mai mare decât cea a mediului, t a > t I, va fi mai uşor şi se va ridica la loc. În cazul 46

45 stabilităţii absolute, entru Γ I < Γ u, dacă aerul ajunge rin urcare la nivelul de condensare, el va rămâne mai rece, t u < t I şi deci mai greu decât mediul înconjurător şi va avea tendinţa să revină la nivelul de la care a lecat. În concluzie, o astfel de atmosferă inhibă mişcările e verticală ale aerului, deci este stabilă. Particula de aer va oscila în jurul unei oziţii de echilibru cu o frecvenţă numită frecvenţa Brünt-Väïsäla, a cărei valoare este aroximativ 7-8 minute în atmosfera joasă Atmosfera instabilă Atmosfera este absolut instabilă când gradientul termic al său este mai mare decât gradientul adiabatic uscat, Γ III > Γ a. În acest caz, răcirea articulei în urcare are loc mai lent decât cea a aerului înconjurător astfel încât ea este mereu mai caldă decât mediul şi deci mai uşoară. Ea va continua să urce ână când se atinge altitudinea la care cele două temeraturi devin egale. O atmosferă instabilă favorizează mişcările e verticală. Pentru masele de aer care coboară temeratura mediului este mereu mai mică decât cea a articulei, aşadar coborârea lor va fi frânată şi ele vor fi antrenate în mişcare ascensională Atmosfera condiţionat instabilă Dacă aerul umed are un gradient termic cu valoare curinsă între acea a gradientului adiabatic umed şi a celui uscat, adică între aroximativ 0,5 C şi 1 C /100 m atmosfera este în stare de instabilitate condiţionată. Particula de aer se suune aceluiaşi roces ca cel descris mai sus atât tim cât aerul este nesaturat. Dacă rin răcire atinge unctul de rouă aerul se condensează şi eliberează căldură latentă de condensare. Ca urmare, aerul se încălzeşte, devine mai uşor decât mediul şi continuă ascensiunea. Atmosfera este stabilă entru aerul umed nesaturat dar instabilă entru aerul saturat. În figura 2.7.a originea axei înălţimilor rerezintă nivelul de condensare. Cuvântul condiţionat semnifică fatul că aerul devine instabil numai dacă este forţat să urce. Instabilitatea condiţionată este cel mai obişnuit ti de instabilitate. Instabilitatea se obţine frecvent în duă-amiezile fierbinţi vara, când încălzirea de la soare este foarte uternică. Surafaţa neregulată ermite aariţia de articule de aer mult mai calde decât aerul înconjurător şi în consecinţă acestea sunt antrenate în mişcări verticale ascensionale. Dacă ele urcă este nivelul de condensare, se formează nori care de obicei reciită sub formă de aversă. Ploile sunt de scurtă durată deoarece loaia răceşte raid surafaţa, gradientul atmosferic scade şi atmosfera devine stabilă. În consecinţă, în cazul condiţiilor de stabilitate atmosferică norii nu se ot forma. Totuşi există alte rocese care forţează ascendenţa aerului; în acest caz norii care se formează sunt disersaţi, au grosimi verticale reduse în comaraţie cu dimensiunile orizontale, iar reciitaţiile, dacă aar, sunt foarte slabe. Dimotrivă, norii asociaţi condiţiilor de instabilitate sunt nori rofunzi şi sunt însoţiţi de reciitaţii intense, de obicei averse. 47

46 z (100m) Γ a Γ II Γ u Γ I Γ IV z (100m) Γ III Γ III Γ I Γ u Γ a h c Γ II t III < t a < t II < t u < t I a t ( C) ti > tu > tii > ta b > tiii Fig Comaraţia între temeratura aerului şi cea a mediului la urcarea aerului (a) şi la coborâre (b) lecând de la temeratură egală cu cea a mediului, entru diferite tiuri de atmosfere. Nivelul de condensare este h c t ( C) Instabilitatea convectivă Variaţia resiunii cu verticala este dată de d = gρ. dz Densitatea, ρ, deinde şi ea de resiune şi temeratură, 1 dρ 1 dt = ρ dz T dz + g R astfel încât rezolvarea ecuaţiei de mai sus nu este imediată. Densitatea este constantă dacă un gradientul vertical al temeraturii are valoarea: dt g = = -3,4 C/100 m dz R Acest gradient se numeşte gradient de autoconvecţie iar în acest caz scăderea densităţii odată cu creşterea înălţimii este comensată de creşterea densităţii cauzată de scăderea temeraturii. Dacă temeratura scade mai reede decât această valoare atunci atmosfera este convectiv instabilă, adică straturile suerioare de aer sunt mai dense şi cad este cele de dedesubt Inversiunea termică. 48

47 Un caz secial este inversiunea termică, în care gradientul temeraturii este negativ, deci temeratura creşte cu înălţimea. În figura 2.7. a, un exemlu de inversiune este starea atmosferică al cărei gradient este Γ IV. În această situaţie aerul din aroierea surafeţei este mai rece şi mai greu decât aerul din articule şi, de aceea, are loc un amestec vertical redus între straturile de aer. Inversiunea termică se asociază unei stabilităţi extreme şi aar, de exemlu, duă noţile friguroase şi cu cer senin, când aerul din aroierea surafeţei terestre nu a avut tim să se încălzească (solul este rece), în tim ce straturile suerioare sunt încălzite de radiaţia solară. Persistenţa ceţii este, de asemenea, un semn al stabilităţii atmosferei. În schimb, dacă stratul de aer dedesubt se încălzeşte raid, sau dacă din alte motive atmosfera devine instabilă, stratul care conţine ceaţă este amestecat cu stratul,,uscat de deasura şi. aşa cum se întâmlă în cazul instabilităţii, rocesul de evaorare va disia raid ceaţa Stabilitatea şi oluanţii Într-o atmosferă stabilă mişcările aerului e verticală sunt frânate, deci dacă generarea de oluanţi are loc în straturile inferioare atunci disiarea lor e verticală în sus este inhibată şi oluanţii rezidă mai mult tim lângă surafaţa terestră. Cea mai dezavantajoasă situaţie o constituie inversiunea termică, deoarece ea limitează rezenţa oluanţilor la straturile inferioare, unde concentraţia lor creste continuu. Rolul stabilităţii în determinarea asectelor vremii şi a concentraţiilor de oluanţi nu oate fi contestat. De o imortanţă deosebită este rognoza dezvoltării norilor, şi dacă roduc reciitaţii şi ce ti de reciitaţii. Pentru a simlifica studiul stărilor atmosferice care influenţează disersarea oluanţilor se foloseşte schema Pasquill, în care atmosfera de tiul A este favorabilă îmrăştierii oluanţilor, iar F este atmosfera ce rezintă ericolul cel mai mare în ce riveşte concentrarea de oluant în atmosfera joasă. Cele 6 categorii sunt: A atmosfera convectiv instabilă B atmosfera convectiv stabilă, uscat instabilă, umed instabilă C atmosfera convectiv stabilă, uscat stabilă, umed instabilă D atmosfera indiferentă E atmosfera stabilă F inversiunea termică 49

48 45

49 3. BUGETUL TERMIC AL PĂMÂNTULUI 3.1. RADIAŢIA TERMICĂ Soarele este rinciala sursă de energie care guvernează şi condiţionează toate rocesele care au loc în atmosfera terestră şi la surafaţă. Pentru a înţelege climatul, vremea, rocesele biologice şi interacţiunea dintre acestea trebuie cunoscut modul în care radiaţia solară interacţionează cu atmosfera terestră. Energia rimită de la Soare este sub formă de radiaţii electromagnetice. Radiaţia electromagnetică este o formă de energie care se roagă rin intermediul undelor electromagnetice şi care interacţionează cu atomii şi moleculele într-o varietate de moduri Soarele şi radiaţia solară Soarele 11 Distanţa dintre Soare şi Pământ este de 1,5 10 m 215R, unde R s este raza Soarelui şi se numeşte unitate astronomică, UA. Soarele este format dintr-un nucleu extrem de fierbinte astfel încât temeratura este suficient de ridicată încât să aibă loc ciclul s C C. Nucleul este înconjurat de o zonă radiativă, care la rândul ei se află în interiorul zonei convective. Straturile suerioare ale Soarelui sunt cromosfera şi fotosfera, ultima fiind şi sursa radiaţiei din domeniul vizibil; ionii negativi de H absorb radiaţia vizibilă; lumina vizibila rovine de la maxim 400 km de sub surafaţa fotosferică. Temeratura creşte mult către exterior, odată cu distanţarea faţă de centru. În sfârşit, corona solară îmbracă Soarele într-un strat de lasmă având temeratura cea mai ridicată, T 10 6 K, care se extinde mult în saţiul interlanetar. Masa Soarelui este estimată la cca 2*10 30 kg, densitatea sa medie este aroximativ kg/m 3, acceleraţia sa gravitaţională este de 30 de ori mai mare decât cea a Pământului. Pe lângă energia electromagnetică, el emite ermanent în saţiu un flux de articule energetice care este cunoscut sub denumirea de vânt solar. Ţinând cont de viteza luminii în vid, radiaţia luminoasă şi radiaţiile X arcurg distanţa Soare Pământ în 8 minute, ceea ce înseamnă că acesta este timul minim în care se oate rimi o avertizare în legătură cu activitatea deosebită a Soarelui. Fluxurile de articule emise de Soare ajung mai târziu iar timul deinde de viteza acestor în saţiu, care variază foarte mult în jurul unei medii de 400 km/s. De asemenea, Soarele are câm magnetic roriu a cărui natură nu este încă e delin cunoscută şi ale cărui

50 variaţii sunt sursa exulsiilor de articule solare, a etelor negre, a furtunilor geomagnetice care sunt rezultatul interacţiunii vântului solar cu atmosfera terestră. Soarele este o masă de gaz care se roteşte nu ca un bloc comact, ci cu o viteză unghiulară care este diferită la diferite latitudini, f θ ) s ( s 2 0 ω =, duă relaţia ω 13,4 2,7 sin ( /zi) = (de s θ s exemlu la θ 75 ω 11 / zi iar la θ 0 ω 13,4 / zi. Acest ti de rotaţie se numeşte s = s s = s rotaţie diferenţiată sinodică şi se face cu erioada T 26,9 + 5,4sin 2 θ ( zile) s =. Rotaţiile solare sunt numerotate considerând că o rotaţie comletă este aceea care are loc cu erioada de 27 de zile la latitudinea de 8 grade. Numerotarea rotaţiilor a înceut la cu nr. 1 iar sistemul de numerotare se numeşte sistemul Bartels Radiaţia solară Energia radiată de Soare este rezultatul unor reacţii termonucleare care transformă rotonii (atomii de hidrogen) în articule α Reacţiile care au loc în Soare sunt: H + H H + e + hν + 0, 42MeV H + H He + γ + 5, 5MeV (3.1) He+ 3 He 4 He H 12, 8MeV 3 + În timul acestui roces masa este convertită în energie (aşa cum sune cunoscuta lege a energiei a lui Einstein) cu o rată de cca t/sec. Puterea emisă de Soare este de cc 3,9 *10 23 kw. Energia emisă de Soare nu este constantă în tim, având atât variaţii eriodice cât şi variaţii bruşte, acestea din urmă datorate exloziilor solare. Cea mai imortanta variaţie este cea de 11 ani, numită ciclu solar şi care rerezintă erioada cu care variază numărul etelor solare de e surafaţa solară. Petele solare sunt regiuni de la surafaţa Soarelui caracterizate de un câm magnetic mult mai mare decât cel normal, şi care emit mai uţină radiaţie în domeniul vizibil, astfel încât aar ca nişte ete întunecate. Pe de altă arte radiaţia emisă de acestea este intensificată în domeniul UV, de unde si ericolul crescut al exunerii necontrolate la Soare in erioadele de maxim solar. Exloziile solare sunt şi ele mai active atunci în erioadele de maxim solar, în care numărul etelor solare este mare. Activitatea solară se oate măsura rin numărul de ete solare însă o măsură mai exactă, folosită ca indicator al acesteia, este fluxul de energie radiată la frecvenţa de 2800 MHz, indicele F10.7, care coresunde lungimii de undă de 10,7 cm, din domeniul radio. Există si un ciclu de 27 de zile, legat de datorat rotaţiei Soarelui în jurul axei rorii. Sectrul radiaţiei electromagnetice se îmarte în câteva domenii, funcţie de lungimea de undă (frecvenţa). s 51

51 Frecvenţă (ν) THz THz Lungime de undă (λ ) 10-6 nm 10-4 nm Raze γ THz 10-2 nm THz 1 nm THz 10 2 nm 30 THz 10 3 nm Energie 3 THz 0,1 mm 30 GHz 1 cm 300 MHz 1 m 300 khz 1 km 30 khz 10 km Raze X Lumina Radiaţia IR Microunde Unde radio Raze UV Radiaia IR 750THz = 400 nm V io let Indigo A lb astru V erde G alben O ranj R o şu 430 THz = 700 nm Fig. 4.1 Sectrul undelor electromagnetice. Energia radiaţiei scade e măsură ce lungimea de undă creşte Razele gamma sunt undele care au cea mai scurtă lungime de undă, deci au frecvenţa cea mai mare şi deci energia, E = hν, este maximă. La interacţiunea cu substanţa ele ionizează comlet atomii sau moleculele şi sunt deci radiaţii ionizante. Domeniul următor este cel al radiaţiei X. O caracteristică a lor este că însoţesc exloziile solare. Ca şi razele gamma, razele X sunt şi ele ionizante, deşi randamentul acestora din urmă este mai mic. Cele două tiuri fac arte din radiaţia cosmică. Radiaţiile cu lungime de undă mai mare şi energii mai mici sunt radiaţiile UV. În comaraţie cu radiaţiile X uterea lor de ionizare este mult scăzută, însă sub efectul lor moleculele se ru, astfel încât ele sunt foarte dăunătoare entru organism. Domeniul UV se subdivide în trei domenii: radiaţiile UV-A (320 nm 400 nm) care ajung aroae nemodificate la surafaţa Pământului, UV-B (295 nm 320 nm) care sunt absorbite de ozon însă nu în totalitate şi radiaţiile UV-C, la lungimi de undă mai mici decât 295 nm, care sunt aroae total absorbite de atmosferă. Lumina sau radiaţia vizibilă, cu lungimea de undă între aroximativ 400 şi 700 nm, este ractic acea radiaţie a cărei frecvenţă îi ermite interacţiunea cu retina ochiului. Radiaţia vizibilă nu este 52

52 ionizantă. La lungimi mai mari de undă încee domeniul infrarosu, IR, unde energia este mult rea mică entru a avea un efect asura interiorului moleculelor sau atomilor. Pe de altă arte, energia radiaţiei IR este suficientă entru a schimba energia de vibraţie a moleculelor, şi deci temeratura lor. Urmează microundele şi, în sfârşit, domeniul undelor radio, care se întinde e mai multe ordine de mărime Legi ale radiaţiei Radianţa se defineşte ca fiind energia e unitatea de surafaţă normală şi tim. R = W S n t Radianţa este direct roorţională cu uterea a atra a temeraturii, duă legea Stefan Boltzmann: R = eσ T 4 unde σ este constanta Stefan Boltzmann, σ = 5,67 *10 +8 Wm -2 K -4 iar e este emitanţa, care masoara caacitatea corurilor gri de a emite radiaţie. Lungimea de undă a radiaţiei maxime emise de un cor este invers roorţională cu temeratura, aşa cum arată legea lui Wien: λ max T = ct = 2898 mm K Corurile fierbinţi emit mai multă energie radiantă la lungime de undă scurtă. Această lege exlică fatul că energia radiaţiei emise de Soare este maximă la o lungime de undă de cca. 0.5 mm (domeniul UV-vizibil) în tim ce Pământul, cu o temeratură medie de 285 K emite radiaţie cu lungime de undă de cca. 10 mm (domeniul IR). Pământul rimeşte la limita suerioară a atmosferei cca (±21) W/m 2 (1,97 cal/cm 2 min), valoare numită constanta solară, adică mai uţin decât jumătate de bilionime din ce emite Soarele. Aceasta se exlică e baza fatului că energia este distribuită e o arie din ce în ce mai mare, adică intensitatea scade cu ătratul distanţei faţă de sursă. 1 I. 2 R Energia rimită de Pământ variază şi din cauza orbitei Pământului în jurul Soarelui, care este o elisă. Distanţa Soare Pământ variază cu 3,5% şi atunci iradierea la afeliu este cu cca. 7% mai mare decât la eriheliu. Acest lucru este mascat de înclinarea axei de rotaţie a Pământului cu

53 Interacţiunea radiaţiei cu substanţa O arte din radiaţia solară care ajunge la surafaţa terestră este nemodificată, o alta este modificată în urma roceselor de absorbţie şi difuzie iar o arte se ierde în saţiu în urma reflexiei. Radiatia solară 3 Limita suerioară 2 1 a atmosferei 3 2 nor Surafaţa terestră Fig. 4.2 Procesele suferite de radiaţia solara la interacţiunea cu atmosfera. Duă cum se vede în figura alăturată, radiaţia solară suferă următoarele rocese: 1 este reflectată de atmosferă (6%) 2 este reflectată de nori(20%) 3 este reflectată de surafaţa terestră (4%) 4 este absorbită de atmosferă şi nori (19%) 5 ajunge nemodificată la surafaţa terestră (51%) Reflexia Radiaţia reflectată deinde de caracteristicile fizice ale surafeţei de incidenţă şi de înălţimea acesteia deasura orizontului. Se defineşte un factor numit albedo, care este raortul dintre energia radiaţiei reflectate şi cea a radiaţiei globale incidente, radiatia reflectata A = (%) radiatia globala incidenta cel al norilor, Albedo-ul global terestru se comune din albedo-ul surafeţei terestre, cel atmosferic şi A = A su +. Cea mai imortantă contribuţie o au norii, cu un rocent r. + Aatm Anori care oate ajunge local ână la 90%. Valoarea medie globală este de 0.3. Albedo-ul surafeţelor de aă deinde de adâncime, de starea de turbulenţă, şi de unghiul sub care cade lumina. Reflexia creşte odată cu unghiul de zenit (deviaţia Soarelui faţă de normala locului: zenitul este zero când Soarele este deasura caului şi 90 când acesta este la orizont) şi este cu atât mai mare cu cât 54

54 surafaţa este mai uţin tulbure. Regiunile olare au albedo-ul cel mai mare în timul verii, datorită e de o arte iluminării solare, e de alta a reflectivităţii uternice a gheţii. Tabel 4.2. Valori ale albedo-ului entru diferite surafeţe Natura surafeţei Albedo Zăadă Nori cumuliformi Nori sueriori (cirrostratus) Gheaţă Nisi Deşert Beton Iarbă Asfalt 5 15 Luna 7 Câmii cultivate (verzi) 3-15 Păduri de conifere 5-15 Aa entru zenit 0 2 Aa entru zenit Aa entru zenit Planeta PĂMANT 30 (media curinzând albedo-ul oceanelor, surafeţelor şi atmosferei) Îmrăştierea (difuzia) Difuzia este rocesul fizic rin care articulele absorb energia şi o redistribuie e direcţii diferite. Este un fenomen fizic datorat interacţiunii radiaţiei luminoase cu materia rin devierea factorilor incidenţi în toate direcţiile, care duce la scăderea intensităţii fasciculului incident. Particulele resonsabile de îmrăştiere au dimensiuni variate, iar intensitatea relativă a îmrăştierii şi direcţia ei deind de raortul r λ, unde r este raza articulei, considerată sferică, iar λ este lungimea de undă a radiaţiei. Îmrăştierea articulelor e articule mari se numeşte difuzie Mie iar difuzia radiaţiei de molecule şi articule mici se numeşte îmrăştiere Rayleigh. Particulele mari îmrăştie radiaţia la toate lungimile de undă, însă nu izotro în toate direcţiile. Cea mai favorizată direcţie este direcţia 55

55 înainte. Într-o zi senină cerul este mai întunecat deasura caului decât la orizont, aceasta deoarece la aus drumul arcurs este mai mare articulele mari îmrăştie lumina venită de la orizont. Există o rază critică entru care radiaţia difuzată în sens invers este nulă, r cr. 0,5μm. Radiaţia difuzată la 90 0 şi este simetrică şi scade cu creşterea arametrului x = 2 πr λ. Fig Variaţia fluxului luminos difuzat de o articulă mică (Rayleigh); lumina incidentă vine din stânga Analiza radiaţiei Rayleigh e articule mici arată că energia difuzată este invers roorţională cu uterea a atra a lungimii de undă, ceea ce înseamnă că radiaţia de lungime de undă mai mică este difuzată mai mult decât radiaţia de lungime de undă mare. Radiaţia violet, cea mai scurtă, este îmrăştiată în totalitate de atmosfera suerioară şi nu mai ajunge la nivelul surafeţei terestre. Radiaţia cu următoarea lungime de undă, lumina albastră, este îmrăştiată de moleculele de aer. Astfel, în timul unei zile senine, fără nor (deci fără molecule de aă) cerul aare albastru. Radiaţia difuzată aare albastră la altitudine mare (cerul albastru) când singurele articule care difuzează radiaţia sunt articule de aer. Radiaţia albastră ierde din intensitate datorită difuziei. Radiaţiile din restul domeniului luminos au lungimea de undă mai mare decât moleculele de aer şi radiaţia trece nemodificată. Pe de altă arte cerul are oranj sau chiar roşu la aus deoarece raza de lumină arcurge un drum mai lung rin atmosferă iar radiaţia de lungime de undă scurtă (de la violet ână la galben) este îmrăştiată şi rămâne numai cea de lungime de undă mai mare (roşu). În lus, când Soarele este la orizont, drumul arcurs de lumină se află ractic în atmosfera joasă care conţine molecule de aă, sare, care sunt mai mari şi îmrăştie radiaţia de lungime de undă mai mare, adică radiaţia roşie În timul noţii cerul are uneori o tentă roşie care este datorată tot rezenţei moleculelor de aă. Când atmosfera este foarte încărcata cu molecule de aă ea îmrăştie toate radiaţiile astfel încât cerul aare alb. Intensitatea radiaţiei 56

56 Rayleigh într-o anumită direcţie deinde de unghiul făcut de acea direcţie cu direcţia radiaţiei incidente, α, duă legea I cos 2 α. Aşadar la unghi de 90 nu există îmrăştiere 57

57 Coeficientul de absorbţie (%) UV Vizibil IR Fereastra atmosferică Atmosfera Lungimea de undă, λ, m Fig Absorbţia radiaţiei solare de diferite comonente ale atmosferei şi de întreaga atmosferă 57

58 Absorbţia Absorbţia este rocesul de reţinere a energiei luminoase şi de transformare a sa în alte forme de energie. Cea mai mare arte a energiei absorbite este convertită în energie termică (căldură), care are ca efect creşterea temeraturii absorbantului. Moleculele de gaz, articulele de nor, fum, raf, absorb o arte din energia radiativă incidentă. Absorbţia este un fenomen care însoţeşte difuzia şi este selectivă, în sensul că nu orice radiaţie este absorbită la fel, absorbţia deinzând de substanţă şi de lungimea de undă a radiaţiei. Fiecare gaz din atmosferă are un sectru de absorbţie caracteristic. Nici unul din gazele ce comun atmosfera nu este un bun absorbant în vizibil (CO 2, H 2 O, N). De exemlu azotul nu absoarbe rea mult din energia solară, în tim ce oxigenul şi ozonul, O, O 2, O 3 absorb radiaţii în domeniul ultraviolet. Aa, dioxidul de carbon, H 2 O, CO 2, absorb în domeniul infraroşu. Duă cum se oate vedea în figura alăturată, radiaţia vizibilă trece nemodificată în atmosferă, Absorbanţii rinciali în domeniul IR sunt vaorii de aă şi dioxidul de carbon în tim ce radiaţiile UV sunt aroae în totalitate absorbite de oxigen şi ozon. În domeniul undelor radio atmosfera neutră are absorbţie nulă. Atmosfera nu absoarbe radiaţia IR într-o bandă de lungimi de undă curinsă în intervalul 8 13 μm, numită fereastra atmosferică. Radiaţia IR din acest domeniu trece nemodificată rin atmosferă Transmisia Reflexia, îmrăştierea şi absorbţia sunt rocese care afectează energia radiaţiei la trecerea acesteia rin atmosferă. Cu toate acestea, arte din energia solară ajunge nemodificată. Transmisia este raortul dintre energia ce ajunge la nivelul Pământului şi energia incidentă şi se măsoară în rocente. Distanţa arcursă de radiaţia solară rin atmosferă entru ca intensitatea să scadă de e ori se numeşte drum otic, I = I 0 e -τ 3.2 BUGETUL ENERGETIC PLANETAR Dacă se alică legea conservării energiei entru energia rimită de Pământ de la Soare se oate calcula temeratura medie a Pământului. Pământul rimeşte energie de la Soare e acea arte care este exusă la Soare, a cărei roiecţie este aroximativ un disc. Pământul este şi el un cor cenuşiu care emite radiaţie în domeniul lungimilor de undă mari (IR) El cedează energie e întreaga surafaţă a sa (sferică). Aşadar: ( 1 A) 4πR σt π R S = (3.2) P

59 unde S este fluxul de radiaţie solară care ajunge la atmosferă, R este raza Pământului, σ este constanta Stefan Boltzmann, A este albedo-ul Pământului (care are vlaorea medie de 0.3) iar T este temeratura ământului considerat cor negru. Un calcul simlu arată că temeratura în acest caz ar trebui să fie de cca C, mult sub cea favorabilă vieţii, de 15 C. Diferenţa de 33 C care ermite desfăşurarea roceselor vitale se datorează modurilor diferite în care atmosfera interacţionează cu radiaţia de undă lungă, resectiv undă scurtă. Acesta este de fat efectul de seră, adică absorbţiei radiaţiei IR (din domeniul UL) de către vaorii de aă, metanului şi dioxidiului de carbon, care absorb în domeniul IR. În lus, atmosfera este nu numai absorbantă, dar şi sursă a radiaţiei IR, e care o emite atât în saţiu cât şi înaoi e Pământ. De altfel, energia emisă de atmosferă către Pământ este de fat de cca două ori mai mare decât cea rimită de surafaţa terestră direct de la Soare. Bugetul radiativ este diferenţa dintre energia radiativă rimită de surafaţa terestră şi cea emisă. El oate fi ozitiv (dacă energia rimită este mai mare) sau negativ Transortul de energie rin conducţie şi convecţie. Pământul îşi ăstrează temeratura medie datorită radiaţiei, evaorarii şi a transferului de căldură rin convecţie (transferul de căldură datorat mişcării turbulente a aerului) şi conducţie. Ca urmarea a evaorării aei, surafaţa Pământului ierde energie sub formă de căldură latentă de evaorare. Prin convecţie aerul cald este transortat la înălţime iar cel rece este adus către surafaţa Pământului, rezultând astfel o altă ierdere netă de căldură. Radiaţia terestră şi atmosferică are loc în domeniul IR, unde lungimile de undă sunt mari iar interacţiunea cestora cu substanţa are ca efect modificarea temeraturii. Radiaţia atmosferică se mai numeşte şi contraradiaţie. O mare arte din radiaţia terestră este reţinută de atmosferă, datorită rezenţei vaorilor de aă, dioxidului de carbon, ozonului. Radiaţia solara este radiaţie de lungime scurtă, US, iar radiaţia care se întoarce în saţiu este de lungime de undă lungă, UL. În figura de mai jos se rezintă o schemă a balanţei energetice a sistemului Pământ-atmosferă. Bugetul radiativ rerezinta ractic echilibrul dintre radiaţia rimită şi cea cedată de surafaţa terestră si este descris searat entru radiaţia de frecvenţă mare (lungime de undă scurtă) şi entru cea de frecvenţă mică. Energia rimită de la Soare, de frecvenţă mare, se îmarte astfel In atmosferă se absoarbe 20% de către comuşii oxigenului O 2 şi O 3 : absorbţie în stratosferă a radiaţiei ultraviolete 2% nori şi aerosoli absorbţie în troosferă - 18% 59

60 Satiu interstelar 6%, UL Caldura latenta rin evaorare 22% Energie radiata 111%, UL 64%, UL ATMOSFERA 160 % Energie re-radiata 96%, UL Absorbţie 20% Caldura convecţie şi conducţie 7% 2% O 3 18% nori si aerosoli Radiatia solara 100% SW Reflexie 30% 4% Pamant 20% nori 6% reflexie la limita su a atmosferei PAMANT Radiaţie emisă de surafaţa terestră 50% Radiaţie absorbită de surafaţa terestră 50% 23% difuzata 27% directă Fig Bugetul radiativ al sistemului Pământ-atmosferă. Fluxul de energie radiativă având lungimi de undă mari este rerezentat rin linie dublă, cel de unde scurte rin linii simle iar fluxurile de energie calorică rin linii unctate. La surafaţa Pământului au loc fenomenele de: îmraştiere în atmosferă (insolaţie difuză) 23% insolaţie directă 27% Din energia rimită de la Soare se ierd: rin reflexie la surafaţa Pământului 4% rin reflexie e nori 20% rin reîmrăştiere în saţiu 6% Atmosfera rimeşte de la Pământ energie din domeniul lungimilor de undă mare (energie radiativă şi termică) rin: rin conducţie şi convecţie 7% rin căldură latentă rezultată din îngheţarea şi condensarea aei 23% Surafaţa Pământului emite 107% radiaţie LW din care: în saţiu ajunge 6% în atmosferă rămâne energia radiativă transformată în energie calorică de gazele de seră în roorţie de 101%. 60

61 4. DINAMICA ATMOSFEREI Pentru a înţelege vremea şi circulaţia atmosferică este nevoie de înţelegerea dinamicii atmosferei, adică de studiul şi descrierea mişcărilor aerului. Starea atmosferei la un moment dat oate fi descrisă de resiune, densitate, temeratură, viteză, dintre care viteza este mărimea de interes entru studiul dinamicii atmosferice la scală mare. Pentru a înţelege legile duă care se guvernează dinamica atmosferei este necesară cunoaşterea forţelor care acţionează asura articulei de aer şi ecuaţiile rin care oate fi descrisă mişcarea acesteia. Particula de aer la care am făcut referire este volumul de fluid în interiorul căruia mărimile fizice nu deind de oziţie, se ot considera uniforme şi continue. Astfel sus concetul de articulă de fluid este asemănător concetului de unctul material din mecanică. Particula de aer (sau de fluid, în general) oate avea dimensiuni variabile care deind de scala la care au loc rocesele. Astfel, dacă se studiază caracteristicile circulaţiei atmosferei e zone întinse, lăsând la o arte asectele articulare, legate de exemlu de influenţele orografice locale, atunci articulei de fluid atmosferic i se vor atribui dimensiuni mari. Dimotrivă, dacă se are în vedere evidenţierea unor rocese sau fenomene care evoluează e saţii restrânse, cum ar fi cele termodinamice legate de stratificarea termică verticală a atmosferei, atunci dimensiunile articulei sunt mici. Sistemul de referinţă legat de Pământ în care sunt descrise mişcările aerului în general este sistemul meteorologic în care axa Ox este tangentă la cercul aralel de-a lungul direcţiei zonale, de la vest la est, axa Oy este tangentă la meridian şi are sensul ozitiv către Nord iar axa Oz este verticala locului, de jos în sus, sau rivit din saţiu, de-a lungul razei Pamântului. Mişcarea de-a lungul axei Ox se numeşte zonală, de-a lungul axei Oy meridională şi de-a lungul axei Oz verticală. În acest sistem de coordonate orice vector A are comonentele A x, A y şi A z. Cel mai des întâlnit vector va fi vectorul viteza vântului, V = (u, v, w) sau V = u i + vj + wk (4.1) unde i, j, k sunt versorii (vectorii unitate) direcţiilor sistemului iar comonentele sunt: comonenta zonală, ozitivă când are sensul sre est, când are sensul sre nord şi dx u =, dt dy v =, comonenta meridională, ozitivă dt dz w =, comonenta verticală, ozitivă când are sensul în sus. dt 61

62 Ω φ Oy (N) Ω O Oz (sus) Ox (E) O z (sus) y (N) x (E) Φ latitudinea, Ω viteza de rotaţie a Pământului Fig Sistemul meteorologic de coordonate 4.1 ECUAŢIILE DINAMICII ATMOSFEREI Forţele care intervin în mişcările atmosferice Practic, dinamica atmosferică este guvernată de două rocese: încălzirea diferenţiată a Pământului de către Soare (care este, ână la urmă şi motivul entru care resiunea nu este constantă în lan orizontal) şi rotaţia Pământului. Forţele fundamentale care un în mişcare masele de aer, oriunde în atmosferă, sunt forţa de gradient baric, ce aare ca urmare a unor efecte dinamice sau termice şi forţa gravitaţională. În aroierea surafeţei terestre trebuie introdusă forţa de frecare, care încetineşte mişcările aerului. În afara acestora trebuie considerate forţele aarente ce aar ca urmare a rotaţiei Pământului, forţa Coriolis şi forţa centrifugă Forţa gravitaţională O masă de aer de volum V este suusă atracţiei gravitaţioanle a Pământului astfel încât asura ei acţionează o forţă F g = mg = ρvg. Pentru alicaţiile meteorologice g oate fi considerat constant (indeendent de altitudine). Unitatea de volum de aer va fi suusă unei forţe: f = ρ g (4.2) 62

63 Forţa de gradient baric Forţa gradientului de resiune (baric) aare dacă e feţele unei articule de aer se exercită resiuni diferite. Se consideră un element de volum de aer dv = dxdydz în câm de resiune variabil şi se calculează forţa datorată gradientului baric e o direcţie (x), + d dz direcţia de mişcare dx dy Fig Diferenţa de resiune Comonenta F x a forţelor de resiune care acţionează asura volumului de aer, dv = S dx este df x = S ( + d) S, iar e unitatea de masă a x dfx = dm d S = ρ S x 1 d = ρ dx Forţa e unitatea de volum va fi f x dfx d = = (4.3) dv dx Viteză mare G M Izobare Viteză mică Fig Viteza vântului baric Dacă există variaţii de resiune în toate direcţiile, atunci raţionamentul de mai sus se oate alica entru toate cele trei direcţii şi forţa de gradient baric e unitatea de masă va fi: 63

64 F 1 fgb = = (4.4) m ρ Se observă că forţa este roorţională cu gradientul resiunii şi nu cu resiunea iar semnul minus arată ca forţa acţionează în sensul scăderii resiunii, de la resiune mare la resiune mică Forţe de frecare Forţa de frecare aare atât la frecarea dintre straturile de aer şi la frecarea aerului cu surafaţa terestră. Neregularităţile de e surafaţa Pământului au efect de atenuare sau chiar stoare a mişcărilor aerului. În mare arte, frecarea dintre diferite arcele de aer se datorează turbulenţelor şi roceselor de difuzie turbulentă şi de amestec. Aroae jumătate din energia de frecare disiată în atmosfera Pământului se manifestă în troosfera joasă, regiune denumită strat limită. Frecare există şi la altitudini mai mari, deasura munţilor sau în aroierea curenţilor jet în troosfera suerioară. Forţa de frecare este de fat forţa de vâscozitate, sens ous celui în care se roteşte latforma. 64 F = η S n v, unde η este coeficient de vâscozitate dinamică, v gradientul vitezei de curgere a aerului iar S n aria surafeţei erendiculare e direcţia de curgere. Pentru tratarea subiectelor ce urmează va fi suficientă menţionarea existenţei forţei de frecare, F f din startul limită. Deoarece ne vom limita la tratarea dinamicii la scală mare, forţa de frecare, în general, va fi neglijată, de aceea nu intrăm în detalii desre forţa de vâscozitate ce se ot obţine din alte surse Forţa Coriolis Pentru mişcările aerului care au scale saţiale de ordinul miilor de km şi care au loc la o scală temorală de ordinul zilelor se observă că mişcările aerului nu au loc e direcţia maximminim de resiune, ci mai degrabă în jurul centrelor de resiune. Acest lucru se exlică introducand asa numita forţa Coriolis. Sistemul de referinţă, Pământul, este un sistem aflat în rotaţie cu viteza Ω, deci este un sistem neinerţial. Exemle de sisteme neinerţiale sunt o latfomră care se roteşte (cu viteză constantă sau nu), un vehicul accelerat sau frânat, etc, adică orice sistem care NU se află în mişcare rectilinie şi uniformă sau în reaus. O minge aruncată cu viteza V de-a lungul razei unei latforme circulare aflate în reaus va avea traiectoria AB (vezi fig. 3.2). Dacă latforma se roteşte cu viteza unghiulară W şi dacă observarea se face dintr-un sistem cu axa de rotaţie erendiculară e lanul mişcării, traiectoria va fi curbată ca în fig. 3.2, ca si cand asura mingii actioneaza o forta erendicular e directia vitezei mingii. Pentru a înţelege curbarea traiectoriei trebuie introdusă o forţă aarentă, numită forţa Coriolis, care să aibă ca efect accelerarea mişcării bilei în

65 Necesitatea ei rezultă din rinciiul al doilea al dinamicii şi din rinciiul conservării momentului de rotaţie. Această forţă nu este reală (nu efectuează lucru mecanic)şi are sens numai în sistemele ce se rotesc. Forţa Coriolis acţionează erendicular e vectorul viteză şi oate să schimbe numai direcţia de mişcare, nu şi mărimea vitezei. Ω f C A V C B Fig Curbarea traiectoriei într-un sistem care se roteşte Exresia forţei Coriolis e unitatea de masă este: f C = 2 Ω V (4.5) Comonentele vectorului viteză de rotaţie, Ω la latitudinea ϕ, sunt (fig. 3.4): Ω x = 0, Ω y = Ω cos ϕ, Ω z = Ω sin ϕ. Ω y j Ω Ω z k ϕ Fig Comonentele vitezei de rotaţie Ţinând cont de relaţia (3.5) rezultă că forţa Coriolis este: 65

66 f C = ( 2Ω vsinϕ 2Ω wcosϕ) i + 2Ωu sinϕj + 2Ωu cosϕk (4.6) f C = 2Ωsinϕ( vi + uj) 2Ω wcosϕ i + 2Ωu cosϕ k Factorul β = 2Ω sin ϕ se numeşte arametrul Coriolis. Se observa că mărimea forţa Coriolis deinde de latitudine; este nulă la Ecuator şi creşte cu latitudinea. Analizând ecuaţia (3.6) se observă că în emisfera nordică (ϕ > 0) un obiect aflat în mişcare e orizontală (w = 0) va fi accelerat în lan orizontal într-o direcţie erendiculară, rotită către dreata, faţă de direcţia iniţială de mişcare. Dacă obiectul se mişcă sre Nord (v > 0, u = 0) forţa Coriolis va acţiona către Est; dacă obiectul se mişcă sre Est (v = 0, u > 0) forţa Coriolis va acţiona către Sud ş.a.m.d. În emisfera sudică (ϕ < 0) forţa Coriolis deviază sre stânga traiectoriile. Magnitudinea acestei forţe este foarte mică entru fenomene ale căror scală temorală este mai mai mică decât erioada de rotaţie a Pământului. De exemlu asura unei maşini ce merge cu 100 km/h acceleraţia Coriolis este m/s 2. Duă aroximativ trei minute corecţia necesară ar fi de 1%,ceea ce înseamnă că efectele ei sunt minime entru viteze relativ mici şi/sau tim scurt. Pe de altă arte, efectele forţei Coriolis trebuie considerate entru un avion în mişcare, mai ales la latitudini mari, ca de exemlu un avion care leacă e un traseu de-a lungul aralelei de 40 N dinsre Vest către Est. Cu o viteză de 900 km/h avionul va fi deviat către Sud cu o acceleraţie de m/s 2. Aceasta înseamnă că avionul trebuie sa-şi corecteze cursul în fiecare oră cu aroximativ 145 km către Nord Ecuaţiile mişcării aerului Ecuaţia de continuitate Ecuaţia de continuitate este exresia matematică a legii de conservare a masei: derularea unui roces se face astfel încât masa totală a articulei de aer se conservă. masa: Se consideră o articulă de aer cu volum X delimitat rin surafaţa Σ de mediu, care are m = ρ dx X Ca urmare a mişcărilor aerului, rata de scădere a masei este d dt X ρ dx iar fluxul de masă, normal la surafaţa Σ. este j m dm = ds dt = ρ V, 66

67 61

68 unde V este viteza fluxului de masă rin fiecare element de surafaţă. Aşadar variaţia totală a masei este ρ VndS. Conservarea masei cere ca variaţia masei să fie egalată de fluxul total masic, adică Σ d dt X ρ dx + ( ρ V )dx = 0, (4.7) X unde am folosit teorema Gauss Ostrogradtki care transformă integrala de surafaţă a unui vector într-una de volum: Σ A ds = X AdX Relaţia (3.8) trebuie să fie adevărată entru orice volum astfel încât se obţine ecuaţia de continuitate: dρ + V dt ( ρ ) = 0 sau 1 dρ u v w = 0. ρ dt x y z Ecuaţia de mişcare Conform rinciiului II al dinamicii, acceleraţia articulei de aer este determinată de rezultanta tuturor forţelor rezentate mai sus, astfel încât acceleraţia unităţii de masă este: (4.8) dv 1 = + g 2Ω V + dt ρ f f (4.9) Ţinând cont de exresiile vectoriale ale forţelor, cele trei comonente ale ecuaţiei vectoriale e cele trei axe sunt: zonală: du dt 1 = + 2Ωv sin ϕ 2Ωw cosϕ + ρ x f fx meridională: dv 1 = 2Ωu sinϕ + dt ρ y f fy (4.10) verticală dw 1 = + 2Ωu cosϕ g + dt ρ z f fz. 67

69 V (r, t) t Într-un anumit unct acceleraţia este dată de variaţia instantanee a vitezei, a =, derivată numită derivata locală. Datorită mişcării articulei de aer, oziţia acesteia se schimă ermanent, r = r(t). Aşadar mai există o comonentă a acceleraţiei, datorată nu numai variaţiei vitezi în tim, ci şi variaţiei vitezei în saţiu. De exemlu, entru cazul unidimensional, acceleraţia la un moment dat, t, în direcţia x, este: a x Vx ( x + dx) Vx ( x) dx dvx = = dt dt dx = V x dv x dx Generalizând, în cazul tridimensional, se obţine că V a = + ( V )V (4.11) t unde al doilea termen se numeşte derivată advectivă Analiza scalară. Simlificarea ecuaţiilor Analiza la scară, sau scalarea, este o tehnică entru estimarea amlitudinilor diferiţilor termeni în ecuaţiile fundamentale entru un anumit ti de mişcare în vederea eliminării unor termeni din ecuaţiile de mişcare şi simlificare acestora. Ea ermite neglijarea unor termeni entru studiul la scală sinotică. Mişcările aerului se ot desfăşura la mai multe scale, de la câţiva km ână la mii de km, duă cum se oate vedea în tabelul 4.1. Studiul la scală lanetară şi sinotică este otrivit entru analiza mişcării generale a atmosferei şi entru evidenţierea distribuţiei arametrilor meteorologici e saţii largi. În lus ciclonii şi anticiclonii, care sunt elemente esenţiale în guvernarea fenomenelor meteorologice, sunt formaţiuni sinotice. Prin contrast, vântul la mezoscară influenţează arii mai mici şi rezintă curgeri verticale extinse care ot fi foarte raide, cum se întâmlă într-o furtună în dezvoltare. Scara mezosinotică este rorie analizelor de detaliu în care se caută să se reliefeze modul în care orografia locală influenţează rocesele şi fenomenele atmosferice. În cele ce vor urma vor fi analizate mişcările la scală lanetară şi sinotică. Tabel 4.1. Scale saţiale ale mişcărilor aerului 68 Scala saţială Dimensiunea Exemle de mişcari

70 tiică medie lanetară km Undele lanetare, vânturile de vest sinotică 1000 km Ciclonii, anticiclonii, uragane mezosinotică 100 km Brizele marine, furtuni şi tornade Aerologică Sub 1-10 km Turbulenţa Pentru a utea arecia care dintre termenii ecuaţiilor de mişcare trebuie reţinuţi entru mişcări la diferite scale, se introduce numărul lui Rossby, Ro, definit rin raortul caracteristicilor scalare dintre acceleraţie (U/t) şi forţa Coriolis (βu): U Ro = t βu 2 U = L βu U =. (4.12) βl unde L este dimensiunea tiică a mişcării care, în cazul unei mişcări circulare este chiar rază acesteia, R, şi β = 10-4 este. arametrul Coriolis Mişcarea la scală sinotică Valorile variabilelor care intră în ecuaţiile (4.11), bazate e observaţiile sistemelor sinotice de la latitudini medii, sunt: L 1000 km, dimensiunea tiică a unui roces sinotic e orizontală (x,y) Δ 10 ρ 3 m s 2 2, fluctuaţia orizontală a resiunii U 10 m/s entru viteza orizontală (u, v) W 0.01 m/s entru viteza verticală (w) D = 10 km, dimensiunea e verticală (z) L 5 t = 10 s, scala de tim. U Fluctuaţia resiunii Δ este normalizată rin ρ (densitate) ca să determine o estimare de scară valabilă la toate înălţimile în troosferă în ciuda descreşterii aroximativ exonenţiale cu înălţimea atât a lui Δ cât şi ρ. 69

71 sau w u Timul de evoluţie a unui roces este < L D mişcarea e verticală oate fi neglijată. z D t s = < sau t s = w w L u. Rezultă de aici că L < u, ceea ce arată că mişcările sinotice sau lanetare sunt esenţial orizontale iar Pentru scara sinotică, forţele de frecare nu sunt imortante. Examinând termenii din ecuaäia de misacre e orizontală, se oate observa că cele mai mari valori le au forţa de gradient baric şi termenul Coriolis iar numărului lui Rossby, Ro, este 0.1. Acceleraţia este cu un ordin de mărime mai mică, dar nu oate fi ignorată. Comonenta Coriolis din mişcarea verticală ( 2Ω cos ϕ) este foarte mică în raort cu celelalte comonente din cauza vitezei verticale foarte mici şi oate fi neglijată fără să se iardă din acurateţe. Ecuaţia entru mişcarea verticală este dominată de doi termeni: comonenta verticală a forţei de gradient baric şi gravitaţia care sunt cu câteva ordine de mărime mai mari decât ceilalţi termeni. Deşi termenul forţei Coriolis este de acelaşi ordin de mărime ca în ecuaţiile mişcării e orizontală, el oate fi neglijat entru analiza mişcărilor e verticală. Acceleraţia verticală este tot mică şi oate fi neglijata. Trebuie recizat că aroximaţiile rivind neglijarea mişcărilor e verticală sunt valabile numai la scară sinotică. Ele nu ot fi alicate în cazul micro şi mezoscărilor sistemelor de vreme, cum ar fi norii cumulonimbus, unde viteza verticală şi acceleraţia ot fi, local, condiderabil de mari. Particula de aer va avea o viteză V = V o + V z. comonenta forţei Coriolis e orizontală în absenţa mişcărilor verticale este D w f o = β k V o (4.13) unde k este versorul direcţiei verticale. Atunci ecuaţia de mişcare (3.10) se transformă în ecuatia de miscare la sinotica: dv dt o 1 = i + j β k V ρ x y o + f fo (4.13) 70

72 4.2 TIPURI DE VÂNT Sistemul natural de coordonate Forţa gradientului de resiune este cea care iniţiază, menţine, dezvoltă sau atenuează mişcările orizontale ale aerului. Pentru mişcările la scară sinotică sau entru cele din atmosfera suerioară forţa de frecare se neglijează. Acceleraţiile locale ale articulelor de aer sunt mici faţă de celelalte forţe care intervin iar mişcarea devine raid staţionară. Traiectoriile articulelor de aer sunt în general curbe, deci mişcarea aerului este circulară. În orice mişcare circulară intervine o altă forţă aarentă, şi anume forţa centrifugă. Într-o mişcare circulară staţionară care se face cu viteză V, asura articulei de aer ot acţiona forţa gradientului baric, forţa Coriolis şi forţa centrifugă. În funcţie de scala la care are loc mişcarea, de localizare latitudinală a acesteia şi de alţi factori sunt rezente una, două sau toate cele trei forţe, duă cum vom vedea mai jos. Deoarece mişcările circulare sunt mai uşor de studiat în sistemul coordonatelor normale, le vom rezenta e scurt mai jos. Axele sistemului de coordonate naturale sunt Os, On şi Oz, unde Oz este aceeaşi verticală a locului, Os este axa aralelă cu direcţia de mişcare a fluidului, având sensul ozitiv în sensul de înaintare a sa iar On este normala la acesta, ozitivă către stânga sensului de înaintare. Prin definiţie raza de curbură este ozitivă dacă centrul de curbură se află în artea stângă a unui observator care se delasează odată cu articula de fluid aflată în mişcare Forţa centrifugă contribuie şi ea la accelerarea sistemului, aşadar introduce un termen nou în membrul stâng al ecuaţiei (4.13). Acceleraţia în mişcarea circulară are o comonentă tangenţială şi una normală dv dt 2 dv V = s + n (4.14) dt R unde R este raza mişcării. Pentru mişcări în care articula de aer se delasează aralel cu izobarele, acceleraţia tangenţială este nulă, şi atunci, în lisa frecării, ecuaţia de mişcare e orizontală este: 2 V R + βv 1 = ρ n (4.15) 71

73 67

74 R > 0 z R < 0 z n s n V V s Mişcare antiorară, normala către interior Mişcare orară, normala către exterior Fig Sistemul natural de coordonate Aroximaţii ale vânturilor Vântul inerţial Pentru o articulă de fluid aflată în mişcare inerţială forţa barică este foarte mică şi oate fi neglijată, rezultand deci că aroximaţia geostrofică nu mai oate fi alicată. Atunci forţele centrifugă şi Coriolis îşi fac ecehilibrul, astfel încât viteza articulei este V = βr (4.16) Perioada acestei mişcări circulare este: T in = π = Ωsinϕ 12 h sinϕ Vântul inerţial nu este foarte des întâlnit în atmosferă, deoarece majoritatea mişcărilor aerului sunt iniţiate de forţa gradientului baric. Totuşi, lângă centrul mişcărilor ciclonice sau anticiclonice de rază foarte mare, unde această forţa este mică, sau la scală locală, acest ti de vânt oate fi o aroximaţie bună Vântul ciclostrofic Vântul ciclostrofic este întâlnit acolo unde forţa Coriolis oate fi neglijată în comaraţie cu celelalte. Când Ro este mare, vântul oate fi rivit ca ciclostrofic. În lus, la ecuator de exemlu această forţă este nulă. În acest caz echilibrul de forţe se face între forţa barică şi cea centrifugală. 71

75 2 V R 1 = ρ n (4.17) Pentru ca relaţia de mai sus să aibă sens fizic, există două osibilităţi: R > 0 şi (fig a) sau R < 0 şi n < 0 n > 0 (fig b). Aşadar, mişcările de acest ti ot avea loc numai în jurul unei deresiuni. Există situaţii reale în care condiţia de echilibru ciclostrofic este resectată: entru rocese cu scală aerologică (microscală), cum sunt tornadele, furtunile de raf, etc. În tim ce tornadele sunt NUMAI ciclonice deci vântul oate fi considerat ciclostrofic (acestea sunt fenomene locale si nu sinotice), celelalte fenomene ot fi şi ciclonice şi anticiclonice. V c D F GB F cf D n F GB a b n Fig Mişcarea ciclostrofică V c F cf Vântul geostrofic Vitezele tiice ating rar un maxim de aroximativ 30 m/s. Valoarea numărului Rossby (4.14) în acest caz este foarte mică, aroximativ 0.01, ceea ce arată că acceleraţiile ot fi neglijate. Aşadar în ecuaţia (4.13) rămân numai termenii coresunzători forţei gradientului baric şi forţei Coriolis. În aceste condiţii este valabila aroximaţia geostrofică: la scară sinotică, forţa Coriolis şi forţa de gradient baric sunt de acelaşi ordin de mărime şi se oate sune că îşi fac echilibrul. Cu toate că are un ronunţat caracter statistic, în sensul că circulaţia reală se abate în fiecare moment de la echilibrul geostrofic, curgerea geostrofică este cea mai utilizată şi are cele mai largi alicaţii în dinamica atmosferică şi în studiile meteorologice. Ea oate fi folosită acolo unde frecarea oate fi neglijată (în troosfera suerioară, deasura stratului limită) şi unde curbura traiectoriei aerului este relativ dreată şi forţa centrifugă oate fi neglijată. Ecuaţia (4.13) devine: 1 ρ 72 o β k V g = 0 (4.18)

76 unde V g este vântul geostrofic iar este gradientul orizontal al resiunii (dat fiind că nu există variaţie e verticală, / z = 0). Deci condiţia de echilibru geostrofic se exrimă matematic 1 o = β k V g ρ (4.19) În coordonate naturale, ţinând cont că nu există variaţii de resiune de-a lungul tangentelor la curgere (care sunt chiar izobarele), / s = 0, β V g 1 = ρ n (4.20) Când o arcelă de aer încee să se mişte cu viteza V g sub acţiunea forţei gradientului baric, F GB, într-o direcţie normală la izobare şi către minimul de resiune, încee să acţioneze forţa Coriolis, F C. Presiune mică F GB 600 mb f C = k V g V g V g V g F C F C F C V g 605 mb 610 mb k 90 V g În sens contrar acelor de ceas F C 615 mb F GB Presiune mare Fig Direcţia vântului geostrofic V g în emisfera nordică. F GB este forţa de gradient baric, F C este forţa Coriolis iar vectorul k este versorul verticalei locului Efectul acesteia este rotirea traiectoriei arcelei către dreata în emisfera nordică (stânga în cea sudică). Deoarece forţa Coriolis deinde de viteză, efectul Coriolis se intensifică e măsură ce articulele sunt accelerate ână când unghiul de rotire este 90 iar forţa Coriolis echilibrează forţa 73

77 barică. Amândouă vor fi erendiculare e traiectorie, cu forţa barică având senul către minimul de resiune iar forţa Coriolis în sens ous. Gradientul baric este normal la izobare, deci vântul geostrofic este aralel cu izobarele, având sensul astfel încât deresiunile (resiunile mici) se află în stânga vântului. Direcţia vântului se obţine rin rotirea gradientului baric cu 90 în sens contrar acelor de ceasornic. Din (3.14), rin înmulţire vectorială cu k, şi ţinând cont că vectorii V g şi k sunt reciroc erendiculari, rezultă exresia generală a vântului geostrofic: V g ρβ 1 k o = RT o k βμ (4.21) Vântul de gradient Am arătat mai sus că aroximaţia geostrofică nu mai este valabilă acolo unde curgerile sunt curbe din cauză că forţa centrifugă este rea mare entru ca efectele ei să oată fi neglijate. Asura articulei aflate în mişcare circulară fără frecare vor acţiona forţa de frecare, cea centrifugă şi forţa Coriolis. Practic, vântul de gradient este un vânt geostrofic în care se consideră şi forţa centrifugă. Pentru curgerile drete, în care raza curburii este ractic infinită şi F cf este nulă, vântul de gradient trece, în mod normal, în vânt geostrofic. Aşadar forţa gradientului baric şi forţa Coriolis trebuie să fie ouse. Curgerea în acest caz se numeşte curgere barică (resiunile mici sunt la stânga vântului, aşa cum se întâmlă entru echilibrul geostrofic). Când forţele centrifugă şi Coriolis au acelaşi sens, adică atunci când aerul se roteşte în sens antiorar (în emisfera nordică) curgerea este ciclonică. Dacă aerul în emisfera nordică se roteşte în sens orar, (cele două forţe sunt ouse) curgerea se numeşte anticiclonică. Aceste două tiuri de mişcări caracterizează sistemele barice normale. Există însă şi cazuri în care condiţia geostrofică nu se resectă, iar atunci curgerile se numesc antibarice. În acest caz forţa de frecare este în continuare neglijată însă toate celelalte trei forţe îşi fac echilibrul: F GB + F cf + F C = 0, iar viteza vântului oate fi aflată din ecuaţia: 2 V R + βv 1 = ρ n care are soluţiile: 74

78 V V oz neg βr = βr = β R ρ n β R ρ n (4.22) Putem avea situaţiile: 1. R > 0 şi / n > 0. Nu există nici o soluţie fizică; entru ambele semne ale radicalului viteza este negativă. Mişcarea ciclonică în jurul unui maxim de resiune este imosibilă. 2. R > 0 şi / n < 0. Soluţiile sunt reale indiferent de mărimea relativă a celor doi termeni. Singura soluţie fizică (ozitivă) este V neg. Mişcarea se face în sens antiorar (R > 0), iar resiunile mici sunt la stânga vântului ( / n < 0). Este vorba de o mişcare ciclonică în jurul unei deresiuni, deci o curgere barică, adică de un minim normal sau e scurt de un ciclon (fig. 4.6). Viteza este (teoretic) nelimitată iar gradientul baric oate fi oricât de mare. 3. R < 0 şi / n > 0. Soluţiile sunt reale indiferent de mărimea relativă a celor doi termeni. Din unct de vedere fizic singura soluţie osibilă este V oz. Aceasta coresunde unei mişcări orare în jurul unei deresiuni. În acest caz avem o mişcare anticiclonică în jurul unui minim de resiune, care este un minim anormal (fig. 4.7, curgerea este antibarică). 4. R < 0 şi / n < 0. Soluţiile sunt reale dacă 1 2 ρβ n R 4. Gradientul baric entru anticiclon are o valoare maximă, n max 2 = ρβ R 4. Pentru această valoare V neg = β R /2. Această condiţie este îndelinită de o mişcare anticiclonică în jurul unui maxim de resiune, deci de un maxim normal sau de un anticiclon (fig. 4.6). Cealaltă osibilitate, V oz, nu este susţinută de observaţii, în sensul că unu anticiclon este caracterizat de viteze mici ale vântului. Mişcarea asociată lui V oz se numeşte maxim anormal (fig. 4.7) din cauza fatului că forţa barică este rea mică entru a genera vitezele mari ce rezultă din teorie. 75

79 Legătura dintre vântul de gradient şi cel geostrofic entru formaţiunile barice normale oate fi studiată ornind de la ecuaţia (4.15), care oate fi scrisă, ţinând cont de (4.17): V 2 V = Vg (4.23) βr adică: entru R > 0 (ciclon) V < V g, în tim ce entru anticiclon V > V g. d V c + d D F GB F cf F C M F C F cf F GB / n < 0 / n < 0 V c CICLON ANTICICLON Fig Formaţiunile barice normale în curgerea de gradient d + d F C D F GB F cf M F C F GB F cf V c / n < 0 / n < 0 V c Minim anormal Maxim anormal Fig Formaţiunile barice anormale în curgerea de gradient Influenţa frecării asura vântului Forţa de frecare acţionează în sens ous vântului, micşorându-i viteza, astfel încât forţa Coriolis scade. Pentru un vânt geostrofic, starea staţionară se atinge atunci când forţa barică, Coriolis şi forţa de frecare îşi fac echilibrul. Forţa gradientului baric este indeendentă de rezenţa sau absenţa frecării, aceasta fiind de fat cauza mişcărilor aerului. Aceasta înseamnă că viteza trebuie să se rotească cu un unghi astfel încât rezultanta forţelor de frecare şi Coriolis să 76

80 echilibreze forţa barică, adică sre resiuni mici. Pe măsură ce altitudinea descreşte şi frecarea devine imortantă şi în condiţii de echilibru geostrofic, viteza se roteşte sre stânga. Acelaşi lucru se întâmlă atât entru mişcările ciclonice cât şi entru cele anticiclonice. Pentru un observator care riveşte e direcţia şi în sensul vântului considerat geostrofic, resiunile mici se află în stânga şi în faţă, în tim ce cele mari se fală în dreata şi în sate. Astfel, în aroierea surafeţei terestre mişcarea ciclonică antiorară va fi deviată către interiorul ciclonului, în tim ce entru anticiclon aerul este trimis sre exteriorul izobarelor. Presiune mică F GB F GB V g 600 mb F f F C 605 mb 610 mb M D Presiune mare a b Fig Efectul frecării asura vântului geostrofic dintr-o curgere rectilinie (a) şi asura mişcărilor ciclonice şi anticiclonice (b). LA ÎNĂLŢIME Convergenţă Divergenţă MAXIM MINIM LA ANTICICLON CICLON SUPRAFAŢĂ Fig Mişcarea tridimensională a aerului entru cele două sisteme barice Frecarea duce la convergenţa aerului în interiorul ciclonilor şi la divergenţa aerului din anticicloni în stratul inferior al atmosferei. Princiiul conservării masei arată că o mişcare convergentă orizontală trebuie să fie însoţită de una ascendentă, în tim ce o mişcare divergentă va 77

81 fi însoţită de o mişcare descendentă a aerului. Într-un ciclon aerul urcă, astfel încât la înălţime diverge iar într-un anticiclon aerul coboară, la înălţime având loc convergenţa, ca în fig Formarea norilor este favorizată în formaţiunile ciclonice, în care datorită ascensiunii aerului este furnizată materia rimă (aer umed) entru nori, în tim ce într-un anticiclon este adus către ământ din straturile suerioare ale atmosferic, care sunt mult mai uţin încărcate cu vaori de aă Mişcarea la scală aerologică Mişcarea convectivă din interiorul sau din jurul unui nor cumulus sau mişcarea aerului din vecinătatea unui munte are loc la scală mică, în care modificarea esenţială faţă de scala sinotică o constituie valoarea scalei orizontale, care este de 100 de ori mai mică. Valorile variabilelor devin: L = D 10 km, dimensiunea e orizontală şi verticală Δ 10 ρ 3 m 2 s 2, fluctuaţia orizontală a resiunii U 10 m/s entru viteza orizontală (u, v) W 5 m/s entru viteza verticală (w) U t w t 10 2 m/s 2, acceleraţia orizontală 10 3 L 3 m/s 2, acceleraţia verticală t = 10 s, scala de tim U Pentru mişcări aerologice e orizontală, numărul lui Rossby este 10 iar acceleraţia locală nu mai oate fi neglijată. Termenul care contribuie la modificarea acesteia este forţa barică. Timul în care are loc un astfel de roces este atât de mic încât forţa Coriolis, deci rotaţia Pământului, nu-l oate influenţa. Vântul ciclostrofic este o aroximaţie a vântului la scală mică, aşa cum este, de exemlu, în tornade. Mişcarea e verticală la scală mică este dominată de echilibrul hidrostatic dintre forţa gradientului baric vertical şi cea gravitaţională, termenii rerezentând forţele Coriolis şi de frecare fiind de 10 4 ori mai mici. Mediul înconjurător, în care are loc mişcarea articulei de aer, se consideră în echilibru hidrostatic. Se consideră o articulă de aer care urcă, deci a cărei densitate este mia mică decât cea a mediului înconjurător. Atunci = ρ' g, z 78

82 unde este ρ ' este densitatea mediului (aerului înconjurător) iar ρ este densitatea articulei de aer aflată în mişcare. Din ultima ecuaţie a setului (3.10), forţa care acţionează asura articulei de aer este g ρ' ρ. Atunci forţa rezultantă va fi dată de diferenţa dintre forţa gradientului baric vertical şi forţa gravitaţională şi se numeşte forţa ortantă, ρ' ρ f = g = gb. ρ Evident, dacă densitatea articulei este mai mică, forţa este ozitivă şi îminge articula de aer în sus. Pentru a vedea dacă şi alţi termeni din ecuaţia de mişcare trebuie consideraţi, se introduce numărul lui Froude, Fr, definit rin raortul dintre acceleraţia articulei şi termenul ortant, Fr = dw 2 dt w gb gbl Dacă Fr << 1, forţa ortantă este mult mai mare decât acceleraţia verticală, ceea ce înseamnă că, în afara acesteia mai există şi alte forţe care contribuie la determinarea mişcării articulei (cele determinate de gradienţi de temeratură, turbulenţă, frecare). Observaţiile făcute asura norilor (care sunt de fat cel mai clar exemlu de roces local în care mişcarea verticală este mult mai imortantă decât cea orizontală) arată că norul se dezvoltă e măsură ce urcă, lucru care înseamnă că aerul din imediata aroiere a norului este antrenat raid în mişcarea convectivă care contribuie la dezvoltarea norului. Acest lucru este rezultatul antrenării, rin frecare, a aerului înconjurător Vorticitatea Am arătat mai sus rocesul rin care o surafaţă încălzită oate da naştere unui minim de resiune. În afară de acesta, minimele de resiune ot aare datorită dinamicii aerului de la nivelurile suerioare ale troosferei (din startul mijlociu sau suerior). Se introduce o mărime fizică numită vorticitate, care descrie rotaţia unei arcele de aer. Concetul de vorticitate este comlicat şi ne vom ori doar la menţionarea unor asecte, dintre care acela că vorticitatea absolută se conservă în timul mişcărilor din troosfera joasă este unul dintre cele mai imortante. Vorticitatea relativă descrie rotaţia aerului în raort cu surafaţa Pământului. Dacă rotaţia arcelei de aer se face în acelaşi sens cu sensul de rotaţie a Pământului (în sens invers acelor de ceasornic în emisfera nordică) atunci viteza de rotaţie creşte. Existenţa vorticităţii este legată de cea a 79

83 convergenţei sau divergenţei mişcărilor aerului în troosfera mijlocie. Mai dearte, acestea determină distribuţia resiunii în lan orizontal la nivelul solului. Astfel, o mişcare divergentă/convergentă la înălţime mare va duce la formarea unui minim/maxim de resiune la nivelul mării Vântul termic Într-o atmosferă aflată în echilibru hidrostatic resiunea scade cu altitudinea iar distanţa dintre două izobare 1 şi 2 este, din ecuaţia d = ρgdz : RT z2 ln 1 z1 = (4.24) μ g 2 unde T este temeratura medie a straturilor. Ecuaţia de mai sus arată că odată cu creşterea temeraturii distanţa dintre izobare creşte. 940 mb 940 mb V g 970 mb 970 mb 1000 mb RECE V g T 1000 mb CALD Fig Înclinarea izobarelor şi variaţia vântului geostrofic cu altitudinea entru temeraturi diferite Să luăm cazul unor izobare orizontale de-a lungul cărora iniţial nu există diferenţa de temeratură (fig. 4.6) Dacă dintr-un motiv oarecare temeratura creşte doar e o orţiune limitată, distanţa între izobare creşte acolo unde este mai cald (fig. 4.6), acestea se înclină, determinând aariţia unui gradient baric a cărui valoare creşte cu altitudinea. Ca urmare, viteza vântului geostrofic, normală la gradientul baric, va creşte şi ea cu altitudinea. Diferenţa vectorială dintre vântul geostrofic la două altitudini diferite se numeşte vânt termic: V T = V g () V g ( 0 ). Folosind (4.15), se obţine: 80

84 71

85 V T = RT o o 0 RT k = k o ln (4.25) βμ 0 βμ 0 Dar gμ ln = z, RT 0 deci o ln 0 gμ = 2 RT z o T 1 = ln T 0 T. o Aşadar R V T = ln k ot (4.26) βμ 0 unde T este temeratura mediată vertical e stratul delimitat de surafeţele de resiune 0 şi. Proiecţia orizontală a vântului termic este erendiculară e gradientul orizontal al temeraturii şi aralelă cu izotermele, astfel încât temeraturile joase sunt în stânga iar cele ridicate sunt în dreata. Vântul termic NU este un vânt real, adică nu une aerul în mişcare. Relaţia (4.25) arată că vântul termic este mare acolo unde gradientul orizontal al temeraturii este mare. Aceasta înseamnă că acolo unde variaţia temeraturii e orizontală este imortantă, vântul geostrofic creşte raid cu altitudinea. La nivelul troosferei temeratura descreşte dinsre Ecuator sre Poli, deci există un gradient termic e direcţie meridională. Ecuaţia vântului termic (4.26), arată că vântul zonal creşte cu înălţimea acolo unde şi creşterea temeraturii e unitatea de lungimea este mai mare. Aşadar, vânturile mari (jeturile) din troosferă se vor găsi acolo unde variaţiile orizontale temeraturii sunt mari. Intensificarea circulaţiei în troosfera suerioară, în comaraţie cu circulaţia din troosfera joasă, se exlică rin fatul că viteza vântului termic creşte odată cu creşterea grosimii stratului de aer considerat, exrimat rin ln(/ 0 ). În stratosferă temeratura variază de la un ol la celălalt, datorită celor 6 luni de iluminare solară constantă de la un ol, resectiv absenţei iluminării la celălalt. Când în emisfera nordică este vară, cel mai mare gradient meridional de temeratură este la limita dintre noatea olar şi restul globului. Tot aici vor fi aşadar cele mai uternice vânturi zonale vestice. 81

86 4.3 CIRCULAŢIA ATMOSFERICĂ Circulaţia termică Circulaţia termică oate fi indusă dacă există o distribuţie inegală a încălzirii şi răcirii în atmosferă. Se consideră un strat atmosferic în aroierea surafeţei Pământului în care temeratura este aceeaşi este tot, deci izobarele sunt aralele, ca în fig O arte din regiunea considerată încee să se încălzească, ceea ce, conform relaţiei (3.15), duce la creşterea distanţei între izobare, care se înclină către artea rece. Astfel, la înălţime mare, se formează în zona caldă un maxim de resiune, M, iar în cea rece o deresiune, D. Ca urmare, se iniţiază curgerea aerului dinsre zona caldă sre zona rece. Pe de altă arte are loc şi o mişcare e verticală entru că aerul cald se destinde, urcă, şi creează un minim de resiune în artea inferioară a stratului, astfel încât în zona inferioară izobarele se înclină însre artea caldă. Astfel, în zona caldă se formează o deresiune în aroierea surafeţei terestre, în tim ce în zona rece aare un maxim de resiune şi aerul încee să circule dinsre zona rece către zona caldă (fig. 4.12). Se atinge o stare staţionară în care se stabileşte o celulă de circulaţie termică ce se închide cu ascensiunea aerului de la surafaţă, în zona rece. Exemlele cele mai simle şi mai cunoscute de circulaţie termică sunt briza de mare şi briza de uscat, care se formează e malurile întinderilor de aă. În timul zilei, e măsură ce rimeşte căldură de la Soare, ământul se încălzeşte mai reede decât aa (ământul are căldura secifică mai mică decât aa; reamintim că variaţia temeraturii este invers roorţională cu căldura secifică). Aerul cald se ridică şi formează o deresiune. Datorită încălzirii mai lente a aei, deasura oceanului se formează un maxim rece. Atunci când variaţia de temeratură între ocean şi uscat este suficient de mare, gradientul de resiune care aare forţează aerul rece, mai greu, să se delaseze către mal şi să înlocuiască aerul cald aflat în ascensiune. Briza de mare se D M 940 mb D M 940 mb 970 mb 970 mb 1000 mb M D 1000 m RECE CALD RECE CALD 82 Fig Circulaţia termică

87 face simţită de obicei dimineaţa târziu şi atinge maximul duă-amiaza. La ausul Soarelui aceasta încetează, odată cu egalizarea temeraturilor şi deci a resiunilor dintre ocean şi uscat. În timul noţii surafaţa terestră se răceşte mai reede decât aa. Duă câteva ore, este iniţiată o nouă celulă termică, de data aceasta în sens contrar. Aerul de deasura aei rămâne cald şi generează un minim de resiune, în tim ce deasura Pământului se creează un maxim rece. Vântul va bate dinsre uscat sre mare, formând briza de uscat. D M M RECE CALD D CALD RECE Fig Briza de mare (stânga) şi de uscat (dreata) Circulaţia globală Circulaţia generală atmosferică este de o imortanţă deosebită entru înţelegerea vremii şi a climatului, în general. Circulaţia generală nu este staţionară. Fenomenele meteorologice şi variaţia acestora au dret cauză în rimul rând schimbarea oziţiei Pământului faţă de Soare, deci schimbarea anotimurilor, iar în al doilea rând schimbările care intervin în circulaţia atmosferică. Circulaţia atmosferică generală este dictată în rimul rând de bugetul radiaţiei termice. La nivel global radiaţia solară US rimită de Pământ este echilibrată de radiaţia IR (UL) emisă de Pământ în saţiu. Acest lucru nu mai este valabil şi la nivel regional, entru zone aflate la diferite latitudini. Figura 4.14 rezintă variaţia balanţei energetice în funcţie de latitudine. Se observă că la latitudini mici există un surlus de energie, rovenind dintr-o cantitate mai mare de radiaţie solară, în tim ce la latitudini mari energia radiativă este deficitară deoarece fluxul radiativ emis de Pământ este mai mic decât cel rimit de la Soare. Energia rimită în lus la Ecuator trebuie canalizată undeva iar acolo unde bugetul local este negativ este necesară găsirea unei surse de energie. Astfel este iniţiată circulaţia atmosferică care contribuie la realizarea echilibrului global al energiei radiative. 83

88 Fluxul energetic (W/m 2 ) Deficit Radiaţie US Radiaţie UL Surlus Nord Latitudine Sud Fig Distribuţia fluxului energetic radiativ în funcţie de latitudine Transortul energetic ce reartizează la nivel regional energia globală are loc sub formă de trasnort de căldură şi transort de căldură latentă şi este asigurat în roorţie de 60% de atmosferă. Restul de 40% este atribuit curenţilor oceanici Circulaţia rimară Un model rimar al circulaţiei atmosferice se bazează e încălzirea diferenţiată a globului terestru (fig. 4.15). D M M D D M M D Fig Circulaţia rimară Presuunând că Pământul nu se află în mişcare, că surafaţa terestră este de aceeaşi natură este tot, rezultă că la surafaţa terestră va exista un gradient de temeratură îndretat de la Ecuator către Poli. Ca urmare, aşa cum s-a arătat mai sus, se iniţiază celulă globală de 84

89 circulaţie termică. Datorită gradientului de resiune care aare ca urmare a încălzirii diferenţiate, aerul se va delasa dinsre Poli sre Ecuator unde, încălzindu-se, urcă sre troosfera suerioară. Aici se îndreată orizontal către Poli şi închide celula de circulaţie, coborând către surafaţă. Acesat nu este un model real al circulaţiei atmosferice, ci un model de bază, de la care s-au dezvoltat modele mai aroiate de realitate, care ţin cont de rotaţia Pământului, de diferenţele dintre uscat şi ocean, etc Circulaţia meridională Dacă se tine cont şi de rotaţia Pământului şi deci de efectele forţei Coriolis, circulaţia atmosferică mai aroiată de realitate este alcătuită din trei celule (fig. 5.3). În aroierea Ecuatorului temeratura este crescută, resiunea este mică iar aerul se comortă la fel ca în descrierea de mai sus: se ridică, se răceşte iar la un moment dat, când ajunge în troosfera suerioară, de îndreată către Poli. Sub acţiunea forţei Coriolis el este deviat către Est astfel încât către latitudinea de 30 aerul se va delasa într-un curent zonal de la Vest către Est, numit jetul subtroical. Deoarece comonenta meridională este mică sau nulă, aerul s-ar acumula undeva la înălţime, ceea ce nu este osibil. O arte din acesta va coborî, astfel încât la latitudini subtroicale se va forma un maxim de resiune. De aici aerul va merge în două direcţii. O arte se va delasa către Ecuator, orientându-se către Vest şi dând naştere vânturilor alizee de NE (care bat dinsre NE către SV) în emisfera nordică şi de SE în cea sudică, comletând astfel celula ecuatorială Hadley. Restul o va lua către oli, fiind deflectat către Est şi creând vânturile de vest în zona de latitudine medie. La altitudine mare vânturile bat în aceeaşi direcţie, astfel încât către 60 se aliniază e direcţia Vest Est şi generând jetul olar. Acesta este un curent de aer a cărui viteză medie de 200 km/h creşte în rezenţa unui gradient termic (şi de resiune) care aare atunci când diferenţa între temeraturile aerului olar şi subtroical care se întâlnesc la 60 este mare. Cauza acestui ti de circulaţie indirectă, numită celulă Ferrel, este necunoscută. La surafaţă, vânturile subtroicale întâlnesc aerul olar care bate dinsre NE către SV iar aerul este forţat să se ridice (ascensiune frontală) astfel încât în zona inferioară se creează un minim de resiune, care este sediul ciclonilor de latitudine medie. O arte din aerul care a este trimis în jos în celula Ferrel, în tim ce o alta merge către vortexul olar, unde coboară. Astfel ia naştere maximul baric olar la surafaţă, de unde aerul foarte rece este îmins către SV. Circulaţia din zona latitudinilor mari, destul de redusă de altfel, se numeşte celula olară. 85

90 D M D Vortexul olar M 1 Vânturi olare estice Vânturi vestice Alizee NE Jetul olar 2 3 Jetul subtroica l Jetul olar Jetul Subtroical M D Alizee SE Vânturi vestice Vânturi olare estice M celula olară 2 celula Ferrel 3 celula Hadley Jetul Subtroical Jetul olar Fig Circulaţia în trei celule la surafaţa terestră (stânga) şi în troosfera suerioară (dreata). M şi D rerezintă zonele de maxim şi minim baric Circulaţia reală Circulaţia reală atmosferică este totuşi diferită de cea în trei celule descrisă mai sus din cauza naturii diferite ale uscatului şi oceanelor şi din cauza diferenţelor în altitudinea uscatului. Diferenţa dintre uscat şi ocean este cauzată de căldurile lor secifice. Centrele de resiune, mai ales maximele, se intensifică atunci când se află în zone înalte. În lus, variaţiile sezoniere creează şi ele diferenţe în oziţionarea celulelor. Astfel, celula Hadley se întinde în timul verii ână sre 45 iar celula Ferrel urcă ână la În timul iernii, acesta din urmă se întinde între 3 şi 75. Zonele de resiune mare şi cele de resiune mică ce aar între cele trei celule nu sunt toate nişte centuri uniforme care înconjoară globul terestru. În zona subtroicală redomină într-adevăr resiunile mari, însă acestea sunt rerezentate rin regiuni anticiclonice ce se află în jurul latitudinilor de Acestea sunt mai uternice în timul verii deasura oceanelor şi în timul iernii deasura uscatului (aceasta datorită încălzirii/răcirii relativ între uscatul şi aă). În emisfera sudică deresiunea subolară este continuă, ocuând o zonă de aroximativ 20 între 50 şi 70. Scăderea de resiune de aici deinde de anotim şi este mai regnantă în timul verii (sudice), când masele de aer aflate de-o arte şi de alta au temeraturi foarte diferite, în rimul rând datorită gheţii antarctice care reflectă o mare arte din radiaţia solară, neermiţând astfel aerului să se încălzească. Ascensiunea frontală a maselor de aer troical este astfel accelerată. 86

91 În emisfera nordică, în schimb, centura subolară este formată din cicloni, care sunt mai intenşi deasura oceanului. Deoarece aici variaţia temeraturii aerului este relativ uniformă, deresiunile nu sunt atât de uternice ca în Sud. Schimbul maxim de energie are loc în regiunea de latitudine medie, unde se întâlnesc masele de aer de origine troicală, resectiv olară, regiune cunoscută sub numele de zona lanetară frontală. Atât tim cât vânturile în această zonă îşi ăstrează direcţia vestică (bat dinsre Vest către Est), aerul rece olar şi aerul cald troical nu se amestecă. Când, din diferite motive, direcţia vânturilor are o comonentă imortantă e direcţie meridională, are loc şi amestecul dintre cele două tiuri de aer. Cu cât această comonentă este mai mare, cu atât schimbul de energie între cele două mase de aer este mai semnificativ şi generează dezvoltarea ciclonilor de latitudine medie. Aceştia sunt însoţiţi de vânturi uternice, furtuni, şi de mase noroase imortante, generate rin mecanismul ascensiunii frontale rezentat în 2.3. Mişcările convective au un rol cheie în dinamica atmosferică şi în interacţiunea atmosferei cu oceanele. La latitudini troicale condensarea vaorilor de aă eliberează cantităţi mari de căldură latentă Fronturi atmosferice Masa de aer este un bloc de aer de dimensiuni mari (1000 km 2 în secţiune orizontală) ale cărui rorietăţi (temeratură, umiditate) sunt relativ omogene într-un lan orizontal însă care ot varia e verticală. Masele de aer se formează în regiunile în care condiţiile atmosferice sunt stabile o erioadă mai îndelungată, ceea ce se întâmlă în zonele dominate de anticicloni (in emisfera nordică). În regiunile ciclonice aerul este în mişcare ermanentă astfel încât rorietăţile acestuia variază constant. Masele de aer ot fi de origine olară sau troicală si se întâlnesc, în general, în regiunile de latitudine medie. Dacă se formează deasura uscatului masele de aer sunt continentale iar dacă se formează deasura oceanelor sunt maritime. În funcţie de latitudine, ele sunt olare, arctice sau troicale. Există mai multe tiuri de mase de aer care sunt o combinaţie a celor două criterii (mase continentale olare, maritime troicale, etc). 87

92 Front rece (albastru) Front cald (roşu) Front oclus (mov) Front staţionar (roşu albastru) Fig Simbolurile fronturilor atmosferice. Poziţiile triunghiurilor şi ale semicercurilor indică direcţia de înaintare a fronturilor Prorietăţile aerului sunt influenţate de radiaţie şi schimb de căldură şi umiditate. Procesele care au loc sunt lente, de ordinul zilelor şi deind foarte mult de locaţia geografică, de relief şi de alternanţa uscat/ocean. Dacă în urma unui roces dinamic oarecare masa de aer se delasează, aare un contrast uternic între aceasta şi aerul e care îl întâlneşte în timul delasării ei. Acest contrast are efecte care se manifestă la frontiera dintre masa de aer aflată în mişcare şi aerul înconjurător, denumită front atmosferic. Un front atmosferic este caracterizat de gradienţi mari de temeratură, umiditate. În funcţie de caracteristicile maselor de aer care vin în contact există atru tiuri de fronturi Frontul rece Frontul rece este frontiera dintre o masă de aer rece care înaintează şi vine în contact cu o masă de aer cald. Simbolul frontului rece este o linie care uneşte triunghiuri care indică direcţia de înaintare a sa, de culoare albastră (fig. 5.3). Frontul rece este mai dens, mai stabil, în general mai uscat şi intră ca o ană în aerul cald, e care îl forţează să urce şi îl dezlocuieşte raid. Frontul rece se mişcă cu viteze mari, de km/h, către E, SE şi sunt orientaţi de obicei e direcţie NE-SV. Ascensiunea raidă a aerului cald şi umed determină aariţia norilor înalţi (cirrus şi cirrostratus) şi, foarte reede aoi, a celor cu dezvoltare verticală de ti cumulonimbus. Dacă frontul rece este intens (având temeraturi mult diferite de cele ale aerului e care îl întâlneşte) oate genera furtuni, tornade, vânturi uternice şi furtuni de zăadă, foarte uternice, care au o durata relativ scurtă, de 1-2 zile. Presiunea scade constant iar aoi, duă trecerea frontului, creşte uşor. 88

93 La înălţime Front rece Cumulonimbus La nivelul solului Aer rece Preciitaţii grele Aer cald Fig Fenomene meteorologice ce au loc la înaintarea unui front rece La contactul cu frontul temeratura scade brusc iar vântul bate în rafale şi în toate direcţiile, redominant sre S, SE. Preciitaţiile sunt sub formă de averse grele, căderi masive de zăadă, grindină, care încetează în intensitate şi continuă un tim relativ scurt duă trecerea frontului. Umiditatea scade şi cerul se acoeră cu nori cumulus care încet, încet, disar. În funcţie de an, locaţie, anotim, fronturile reci se ot reeta la intervale de 7-10 zile Frontul cald Frontul cald este frontiera dintre o masă de aer cald care înaintează şi se ciocneşte de o masă de aer mai rece. Simbolul frontului cald este o linie şi semicercuri de culoarea roşie (fig. 5.3). Întrun front cald masa de aer cald care înaintează este mai uşoară şi urcă încet este masa de aer rece e care a întâlnit-o. Sre deosebire de frontul rece, frontul cald înaintează cu o viteză mult mai mică, km/h către E, NE, iar masa de aer cald ia locul aerului rece în tim de câteva zile. De aceea răcirea vremii este foarte raidă, în tim ce încălzirea ei este un fenomen lent. Ca urmare a ascensiunii sale, aerul cald se răceşte lent şi, la atingerea nivelului de condensare, încee formarea sistemelor noroase. Condiţiile atmosferice în acest caz sunt stabile. Mult în faţa frontului cald ( km) aar mai întâi norii înalţi, urmaţi aoi de norii medii şi de cei joşi, nimobostratus şi stratus, (la km distanţă) care aduc şi reciitaţii, (zăadă, averse uşoare, loaie mocănească, laoviţă, burniţă) uneori de durata, însă nu foarte abundente. La contactul cu frontul cald înce să se suraună nori stratus şi cumulus. Duă trecerea frontului cald cerul se luminează. La contactul cu frontul cald temeratura creşte raid, duă care se stabilizează. Presiunea atmosferică scade încet, duă care rămâne constantă. 89

94 La înălţime Front cald Altostratus Nimbostratus Cirrostratus Cirrus Aer cald La nivelul solului Aer cald Preciitaţii moderate Aer rece Fig Fenomene meteorologice ce au loc la înaintarea unui front cald Frontul oclus Frontul oclus ia naştere atunci când un front rece (care se delasează reede) rinde din urmă un front cald. Simbolul este o linie mov care uneşte triunghiuri şi semicercuri e aflate e aceeaşi arte (dat fiind că cele două mase de aer înaintează în acelaşi sens). Înaintarea raidă a masei de aer rece forţează aerul cald să se delaseze în aceeaşi direcţie însă aerul cald mai uşor şi mai lent este forţat să se ridice şi astfel masa de aer cald disare în lan orizontal. Cele două fronturi continuă să se mişte îmreună. Astfel de fronturi iau naştere în ciclonii de latitudine medie, deci în aroierea deresiunilor. Într-un astfel de ciclon masele de aer cald şi rece se rotesc în jurul centrului de resiune joasă. Dacă nu există aer cald deresiunea se alatizează reede datorită circulaţiei aerului rece de la resiuni mari la resiuni mici (vântul de gradient) Frontul staţionar Frontul staţionar este linia care desarte două mase de aer de origini diferite care se delasează una e lângă cealaltă sau care sunt în reaus. De-a lungul uni astfel de front fenomenele meteorologice sunt asemănătoare celor care însoţesc un front cald. Cerul se acoeră e arii mari cu nori stratiformi care aduc reciitaţii de lungă durată (4-10 zile şi chiar mai mult). Ele sunt cauzele inundaţiilor care au loc în timul verii. În final, fronturile staţionare disar sau se transformă în fronturi calde sau reci. Ele sunt simbolizate rintr-o linie care are e o arte triunghiuri şi e cealaltă semicercuri Ciclonul de latitudine medie Într-un ciclon de latitudine medie există mai multe mase de aer care se rotesc în jurul unei deresiuni care este cu atât mai adâncă cu cât diferenţele între masele de aer sunt mai mari. Figura 90

95 5.7 rezintă o schemă a ciclonului de latitudine medie din emisfera nordică, rivit de sus, şi o secţiune în lan vertical rintr-un astfel de ciclon. Aer foarte rece D Aer rece 770 C Frontul cald Frontul rece Preciitaţii Cumulonimbus A 785 B Aer cald Aer foarte rece Aer cald Stratus A B C Fig Ciclonul de latitudine medie. Stânga: circulaţia aerului în lan orizontal. Dreata: Asectul vremii în trei locuri diferite aflate sub influenţa ciclonului Masele de aer cald şi rece se rotesc în jurul centrului deresionar, unde vitezele sunt mari, iar frontul rece ajunge din urmă frontul cald. În general, aerul cald este şi foarte umed. În zona frontului cald au loc fenomenele rezentate mai sus, adică se formează nori de ti stratus şi nimbus, care aduc reciitaţii de durată. În regiunea frontului rece care se delasează cu viteze mult mari, ascensiunea aerului cald este raidă, violentă, însoţită de vânturi uternice, loile (căderile de zăadă) sunt abundente. Duă un tim (3-5) zile are loc ocluziunea, în urma căreia, datorită disariţiei aerului cald, resiunile se egalizează în lan orizontal. În două trei zile de la înceerea ocluziunii ciclonul se disiă, viteza vântului scade considerabil, cerul se limezeşte. Un astfel de fenomen durează 5-10 zile, iarna chiar şi mai mult. Fără a intra în detalii, menţionăm doar că această formaţiune este generată de formarea unor alternanţe de maxime şi deresiuni e direcţia Vest-Est în jetul olar. 91

96 5. ELEMENTE DE FIZICA AEROSOLULUI 5.1 GENERALITĂŢI Răsândirea agenţilor oluanţi se face e trei căi: rin aer, aă şi sol. Poluarea aerului rezultă ca urmare a două mecanisme: creşterea este limita normală a concentraţiei unor comonenţi care sunt rezenţi natural în atmosferă şi introducerea de substanţe noi la nivelul atmosferic (în toate cele trei forme de agregare). În afara efectelor cunoscute (şi de aştetat) ale oluării atmosferice, oluarea atmosferică are şi efecte de natură meteorologică şi climatică cum sunt: ceaţa industrială, modificarea ionizării atmosferice, reducerea vizibilităţii datorate rezenţei articulelor de aerosol în atmosferă (în afara celei cauzate de ceaţă), reducerea radiaţiei solare incidente ce ajunge la surafaţa terestră din cauza absorbţiei e aerosoli, scăderea concentraţiei de ozon din stratosferă având ca urmare reducerea absorbţiei radiaţiei UV, etc. În aer există imurităţi solide şi/sau lichide aflate în susensie, denumite aerosoli. În multe cazuri rin aerosoli se înţelege doar comonenta solidă Aerosolul solid Aerosolul sold este rerezentat de ulberi minerale şi vegetale, nisiuri şi argile, ulberi vuclanice, ulberi meteorticie, artciule de fum şi cenuşă, microorganisme şi altele. Concentraţia lor variază între limite foarte largi, având un minim de 10 articule /m 3 (la munte) şi articule/m 3 sau mai mult (zone industriale). Sursele aerosolului sunt naturale şi artificiale. Aerosolii sunt generaţi ca urmare a: - dezintegrării mecanice a unor roci care are ca rezultat raful, nisiul - antrenării în mişcare a rafului ca urmare a acţiunii vânturilor - evaorării oceanului care are ca rezultat sarea marină - disersiei de materiale la surafaţa Pământului - eruţiilor vulcanice - arderi de combustibili fosili - reacţiile chimice şi condensarea gazelor şi vaorilor din atmosferă Clasificare, tiuri. 92

97 Aerosolul oate fi rimar (emis direct în atmosferă)sau secundar (rezultat în urma unor reacţii de conversie gaz-articulă). Dimensiunea aerosolului se întinde e un domeniu foarte larg care leacă de la câţiva nm ână la zeci de micrometri. Odată ajunse în atmosferă articulele de aerosol îşi ot schimba atât mărimea cât şi comoziţia în urma condensării, a evaorării, coagulării, activare în rezenţa vaorilor surasaturaţi, etc., Particulele cu diametrul mai mic de 2,5 µm formează aşa numitul aerosol fin, în tim ce entru cele cu diametru mai mare se foloseşte termenul de aerosol grosier. Între cele două tiuri de aerosol există diferenţe imortante în ceea ce riveşte sursele, mecanismele de îndeărtare, comoziţia chimice, rorietăţile otice (care sunt cele mai interesante din unctul de vedere al fizicii atmosferei) şi efectele biologice. Duă dimensiuni, aerosolul solid oate fi: articule (fine) Aitken, cu r 0,1 µm (ioni) de exemlu noxele evacuate de la automobile, electrocentrale, cenuşi; ele mai sunt cunoscute şi sub denumirea de articule în modul nucleu. În general aceste articule se formează ca urmare a condensării vaorilor fierbinţi ce aar în rocesele de combustie şi din rocesele de nucleaţie. Ele sunt îndeărtate din atmosferă în secial rin coagulare. articule mari sau articule în modul de acumulare, cu 0,1 r < 2,5 µm care rezultă din coagularea articulelor din modul nucleu şi din condensarea vaorilor e articule deja existente. Timul de viaţă al acestui ti de articule este cel mai mare dintre cele trei domenii. articule gigant, cu r > 2,5 µm de exemlu raf, olen, sare, fragmente de lante, care sunt în general rezultatul fragmentărilor mecanice a materialelor de natură organică şi anorganică de la surafaţa Pământului. Fiind grele, acestea sedimentează raid. n(cm -3 ) n(cm -3 ) diam (μ) diam (μ) Fig. 5.1 Distribuţia aroximativă a aerosolului în funcţie de diametru 93

98 Numărul de molecule sau de monomeri dintr-o articulă de aerosol variază în funcţie de diametru. Cele mici (sub 1 μm) au concentraţii între 10 şi câteva zeci de mii articule e cm -3 în tim ce cele mai mari au concentraţii cu mult mai mici (ână în 1 articule/cm -3. În funcţie de locul şi originea aerosolului, acesta se clasifică în: aerosol urban, care este rezultatul emisiilor rimare din industrie, transort şi surse naturale secundare: mecanism de conversie gaz articulă. aerosol marin, în rincial articulele de sare de origine marină. aerosol continental, care au atât surse naturale (raf, microorganisme, ulberi) cât şi surse antroogenice, dominând articulele fine (0,03 7 µm). Aerosolul atmosferic este concentrat în troosferă însă o arte ajunge în stratosferă, unde este rerezentat de soluţii aoase de acid sulfuric. Eruţiile vulcanice majore sunt cele care trimit cantităţi imortante de SO 2 duce la formarea unui nor de acid sulfuric care rezidă în stratosferă un tim îndelungat (entru eruţii majore cum ar fi Pinatubo din iunie 1991 nivelul aerosolului stratosferic a rămas ridicat este doi ani). În troosferă o mare art din aerosolul existent are origine antroogenică. Studiile efectuate arată că în zonele neurbane concentraţia de aerosol fin este doar de două ori mai mică decât în zonele urbane, ceea ce arată că timul de viaţă al aerosolului atmosferic este destul de mare. 5.2 DINAMICA AEROSOLULUI Mişcarea browniană Distanţa mare străbătută de o moleculă între ciocniri este definită drum liber mediu (λ). Dacă drumul liber mediu este mai mic decat raza articulei, λ < r, ansamblul de articule este tratat ca un continuu. În caz contrar, dacă λ r, atunci ansamblul de articule formează un sistem discret de N uncte iar fiecare artciculă oate fi analizată individual. Altfel sus, dacă λ 2λ λ = kn = 0, mediul este continuu, dacă acesta este discret iar entru r r D λ 1 r aansamblul se află în regim de tranziţie. În descrierea mişcării browniene datorate agitaţiei termice se leacă de la ecuaţia Langevin, adică de la ecuaţia dinamicii scrisă entru unitatea de masă dv = β v + a() t (5.1) dt 94

99 unde β v este termenul care rerezintă rezistenţa datorată frecării iar a rerezintă fluctuaţia acceleraţiei. Forţa de frecare este descrisă de legea Stokes, F = 6πη r v (se neglijează deendenţa de raortul λ r), unde η este coeficientul de vâscozitate al aerului. Atunci forţa e unitatea de masă este F 6πηrv f = =, m m deci 6πηr β =. (5.2) m Înmulţim ecuaţia (5.1) scalar cu vectorul r, se mediază şi rezultă: Deoarece dv r = β r v + dt r a adică dv r dt d dt = r v d dt dr dt d dt 2 ( r v) v = r v v v 2 = β r v + r a. Din legea echiartiţiei energiei e grade de libertate rezultă: v 2 3kT = m iar din izotroia ciocnirilor rezultă r a = 0, astfel încât se obţine: sau d dt r v 3kT m = β r v d kt r v + β r v = 3 dt m o ecuaţie neomogenă care are ca soluţie: 95

100 r v = C e + β t 3 kt m 1 Parametrul τ = se numeşte tim de relaxare vâscoasă, care, entru aerosolul atmosferic, β este foarte mic. Pentru t >> τ, erturbaţiile vitezei disar, şi deci (5.3) Folosind definiţia vitezei, 3kT r v =. βm d r r v = r = dt 1 2 d dt 2 ( r ) d dt r 2 6kT = βm Înlocuind e β din relaţia (5.2) se obţine sau r 2 = kt t πηr x 2 2 r 2 2 kt t = y = z = =. (5.4) 3 3πηr Difuzia şi sedimentarea aerosolului Rolul rincial în disersia agenţilor oluanţi îl au turbulenţele şi circulaţia atmosferică, însă difuzia si sedimentarea sunt comune tuturor tiurilor de aerosol Difuzia articulelor de aerosol Fluxul de articule este cantitatea de substanţă care trece în unitatea de tim rin unitatea de surafaţă normală: dq j = n ds dt 96

101 Difuzia este guvernată de legea lui Fick, care sune că fluxul de articule este roorţional cu gradientul densităţii, luat cu semn schimbat (difuzia are loc dinsre regiunile cu densitatea mare însre cele cu densitate mică) j = D ρ (5.6) Dacă difuzia este unidirecţională de-a lungul axei Ox, fluxul de articule este 97

102 dρ Q = DSt, (5.7) dx unde D este coeficientul de difuzie, dat de 1 D = v λ, 3 Ecuaţia de continuitate este Ţinând cont că ρ + t ( v ) ρ = 0 j = ρ v şi de relaţia (5.6), utem scrie că. sau ρ = t ( D ρ ) n = D 2 n t (5.8) care este legea a II-a a lui Fick. Pentru comaraţie cu mişcarea browniană, calculăm < z 2 deendenţă de x şi y. Aceasta înseamnă că n = n/ z. >, resuunând că nu există Fie N s numărul de articule de aerosol e unitatea de surafaţă normală la Oz, introduse într-un strat dz în vecinătatea lui z = 0. Atunci, conform lui (5.8): N N s =, S 2 n 2 n z dz = D z dz 2 t z 2 (5.9) Folosind regula integrării rin ărţi, 2 2 n D z dz 2 z n = D 2 z dz = 2D ndz = 2DN z (5.10) Pe de altă arte variaţia densităţii totale a aerosolilor din întreaga coloană e unitatea de surafaţă este zero, 97

103 0 = 2 2 z z ndz = ndz t + z t 2 n dz. (5.11) t Media unei mărimi oarecare este dată de: F = Fndxdydz = N Fndz. (5.11) Atunci rimul termen din dreata egalităţii (5.11) este z n t 2 dz = 1 Nn N z t 2 2 z dz = N t şi, alicând (5.10) şi (5.11), rezultă. z 2 t = 2D 2 z = 2Dt (5.12) de difuzie, În mişcarea browniană z 2 ktt =. Comarând cele două exresii, se găseşte coeficientul 3πηr kt D = (relaţia Stokes-Einstein) (5.13) 6πηr adică Pentru articule foarte mici trebuie considerată corecţia lui Knudsen, găsită exerimental, D kt λ = + α 6πηr 1 r (5.14) cu α = r r f, având exresia α = 1,25 + 0,4e 1, 1 λ. Se observă că entru raze mari ale articulelor, λ variază invers roorţional cu diametrul moleculei la ătrat Sedimentarea 98 r α 1 şi C 1. Se observă că entru articule foarte mici coeficientul de difuzie

104 Aerosolul solid are tendinţă de sedimentare, datorită greutăţii. Pentru o articulă sferică aflată în cădere (staţionară) rin aer greutatea este echilibrată de forţa arhimedică şi de cea de frecare cu aerul sau G = F a + F s r 3 r 3 ρ 4 π = ρ 4 π a π ηrv, astfel încât viteza de cădere este: v = 2 2gr ρ ρ 0 9η = C 0 r 2 (5.5) Coeficientul C 0 deinde de temeratură rincoeficientul de vâscozitatea, aşadar şi viteza de cădere deinde de temeratură. Un fluid oate fi în curgere laminară sau turbulentă. Curgerea laminară este caracterizată de următoarele elemente: are loc la viteze mici, liniile de curent nu se intersectează, straturile de curgere sunt aralele, curgerea este staţionară (viteza este funcţie de oziţie, nu de tim), forţele de frecare sunt ti Stokes, adică sunt roorţionale cu viteza Curgerea turbulentă este caracterizată de următoarele elemente: are loc la viteze mari, liniile de curent disar, se formează vârtejuri, curgerea este nestaţionară, viteza deinde de tim şi are fluctuaţii în jurul unei valori medii forţele de frecare roorţionale cu ătratul vitezei, Ff s v Sedimentarea aerosolului şi distribuţia verticală Ecuaţia de mişcare a articulei de aerosol în mişcare laminară este: dv m = G+ Frez + F d t A Pentru un aerosol de rază mare, forţa arhimedică este mult mai mică decât greutatea şi oate fi neglijată: 99

105 dv m = mg 6πη rv dt Pentru un fluid a cărui delasare se face cu viteza u, dv m = mg+ 6πη r u v dt ( ) Dacă este vorba desre aerosol mic, acţionează şi F A astfel încât: dv m = mg ρ0vg 6πηrv dt În stare staţionară viteza nu variază, astfel încât viteza atinsă de articule este v se 2 2 ρ ρ 0 λ dim = r g 1 + α, (5.15) 9 η r unde ρ este densitatea aerosolului, ρ 0 densitate fluidului, iar corecţie entru forţa de rezistenţă din artea aerului, F Stokes. 1 + α λ C r = rerezintă factorul de Duă cum s-a arătat, densitatea aerului scade destul de reede cu altitudinea, astfel încât sedimentarea are loc mai reede la altitudini mai mari. Ecuaţia de mişcare se mai scrie (în absenţa F A ): unde m τ = c 6 πη r dv τ = τg v, (5.16) dt se numeşte tim de relaxare caracteristic. Se resuune că fluidul este în reaus, u = 0, şi se că viteza aerosolului are comonentă doar e direcţie verticală, v = (v x, v y, v z ) (fără vânt) şi viteza iniţială nulă. Atunci, roiectând ecuaţia (5.16) e direcţia Oz, se obţine ecuaţia neomogenă: dv dt z vz + = g (5.17) τ a cărei soluţie, obţinută duă rezolvarea ecuaţiei omogene, va fi de forma: 100

106 t z = gτ + C ex. (5.18) τ v art Pentru aflarea constantei C, se ţine cont că v z (0) = 0, de unde rezultă C= - gτ şi deci: v z t = gτ 1 ex (5.19) τ Pentru timi mult mai mari decât timul de relaxare, viteza de sedimentare atinge valoarea staţionară, v sedim =τ g (5.20) Practic, timul de relaxare este timul necesar articulei entru a atinge viteza staţionară este aroximativ s entru o raticulă cu diametrul d = 0,05 μm, 3, s entru una cu diametrul de 1 μm şi 7, entru articulele mari, de 50 μm. Pentru un fluid aflat în mişcare, τ rerezintă timul necesar unei articule care intră într-un jet entru a atinge viteza acestuia. Intuitiv, articulele de dimensiuni mici sedimentează mai lent, având viteze de sedimentare de câţiva cm/h, în tim ce articulele de dimensiuni mari ajung la viteze de 10 m/h sau mai mult Sedimentarea în regim turbulent Pentru articulele mari sau entru mişcări turbulente, entru care R e > 0,1, forţa de rezistenţă este: F rez = (5.21) 1 2 K A ρ v 2 0 unde A este aria roiecţiei secţiunii normale a articulei la direcţia de înaintare. Numărul lui Reynolds, 2ρ vr =, rerezintă raortul dintre forţele inerţiale şi cele vâscoase. Pentru o sferă, η R e 0 secţiunea normală la direcţia de mişcare este un cerc, deci A = π d 2 4. Atunci ecuaţia de mişcare va fi: dv m z dt = mg π K r 2 ρ v (5.22) 101

107 unde în general, K = 24. Pentru R e < 0,1 forţa de rezistenţă devine de ti Stokes. Exresiile lui R e K entru diferite valori ale numărului Reynolds sunt date în tabelul de mai jos. La rândul său, numărul lui Reynolds variază şi în funcţie de diametrul articulei iar câteva valori sunt date în tabelul de mai jos. Tabel 5.1. Exresiile coeficientului K în funcţie de numărul lui Reynolds Re K 0,1 < R e < 2 ( ) K = R + 9 R ln R R 16 e 160 e 2 e 2 < R e < ,687 K = ( + 0, 15 R ) 500 < R e < K = 0,44 e R e 1 e Tabel 5.2. Valori ale numărului Re entru diferite dimensiuni ale aerosolului diametru (μm) R e 0, , , , , În stare staţionară viteza de sedimentare este: v z = mg π K ρ 0r 2 C 2 3 4π r ρ g = 3 π K 2 ρ 0r 2 C = 3 gc K ρ r ρ Dar K=f(R e ) şi R e =f(v z ) şi utem scrie: v z 8 ρ = gcr 3 ρ K ( v ) z 102

108 K Re 2 Re Fig.5.2. Deendenţa factorului KRe 2 de Re entru o sferă Atunci: 2 4 K R e = K ρ v 2 η r 2 sau ρ 0 r 8 gc ρ 32 ρ 0 gcρ K R e = K r = 2 2 η 3 K ρ 0 3 η r 3 (5.23) 2 Se află KR e din relaţia (7) şi aoi se află R e din graficul din figura 5.2. În final, viteza de sedimentare se determină din: ηre v =. 2ρ 0 r 5.3 PROCEDEE DE ÎNDEPĂRTARE A AEROSOLULUI Procedee de îndeărtare uscată a aerosolului Procesele de îndeărtare uscată sunt rocese de transort ale aerosolului care au loc în lisa reciitaţiilor. Dintre acestea, cele mai imortante sunt rocesele de deunere uscată, care rerezintă transferul aerodinamic al gazelor şi articulelor de aerosol din atmosferă către surafaţa terestră recum şi cele de sedimentare gravitaţională. În general, deunerea uscată este descrisă cantitativ rin viteza de deunere care deinde de secia aerosolului, de arametrii meteorologici 103

109 şi de natura surafeţei. Ea rerezintă rocesul de curăţare a atmosferei având dret consecinţă imurificarea ecosistemelor terestre şi acvatice. Un roces de deunere uscată constă din trei etae: 1. Transortul aerodinamic ână la stratul limită, care are loc în general rin difuzie turbulentă, care este acelaşi entru gaze sau aerosoli. 2. Transferul gazelor (rin difuzie) şi a articulelor fine (rin mişcare browniană) în direcţia surafeţei Pământului. Deoarece stratul limită este extrem de îngust, aceste rocese au loc în regim laminar sau cvasilaminar. 3. Fenomenele rin care gazele sau articulele sunt reluate de surafaţa terestră: aderenţa articulelor la sol sau absorbţia gazelor în sol. Aceasta din urmă este influenţată mult de umiditate. Pentru articulele mari este decisivă sedimentarea gravitaţională. Din exresia vitezei de sedimentare se observă că ea creşte reede cu înălţimea (scade ρ). Procesele de deunere sunt imortante entru articulele gigant. Particulele mici, Aitken, sunt îndeărtate rin alte rocese care sunt rezentate mai jos Coagularea browniană Coagularea browniană rerezintă rocesul de ciocnire şi aliire a articulelor aflate în mişcare browniană. Ea se mai numeşte şi coagulare termică. Exlicarea rocesului de coagulare se face e baza studierii mişcării browniene a articulelor. Pentru două ansambluri de articule (1) şi (2), având razele r 1 şi r 2 aflate în concentraţii n 1 şi n 2 se oate arăta că rata de ciocnire entru o stare staţionară este dată de inversul timului arcurs între ciocniri: 1 12 = πd 12 ( r2 + r1 ) τ 4 n n. (5.24) 1 2 Ser observă că rata de ciocnire este direct roorţională cu razele articulelor, concentraţiile articulelor care difuzează şi de difuzivitatea lor relativă, D 12 = D 1 + D 2. Dacă r 1 << r 2, relaţia de mai sus arată că timul mediu de viaţă al ansamblului de articule mici care coagulează e articule mari este cu atât mai mic cu cât acestea din urmă sunt mai dese şi /sau mai mari. Eficienţa de coagulare deinde de forma aerosolului, de condiţiile de surafaţă, de umiditatea atmosferică, de dinamica etc. Ţinând cont că 104 D j kt α 1 +, r = 6πηrj j

110 timul de înjumătăţire este τ 1 = 8πD r n 3η = 4kTn ( 1+ αn ) Se observă că, odată cu trecerea timului, articulele Aitken disar iar maximul concentraţiei se delasează către articulele mari, care aoi sedimentează. Acest fenomene are o durată medie de câteva zile. Studiile rivind modificările de concentraţii de aerosoli au arătat că schimbarea distribuţiei dimensionale datorate coagulării browniene este eficientă entru articulele Aitken. Determinările exerimentale au arătat că articulele mici nu disar comlet ci, într-o distribuţie a concentraţiei funcţie de raza articulei, formează un al doilea maxim entru raze foarte mici, de ordinul 0,001 μm. Existenţa acestui maxim ar utea fi rezultatul conversiei gazarticulă care generează aerosol rimar Aitken. Coagularea în regim laminar are loc dacă fluidul în care are loc fenomenul se află în curgere Stokes şi dacă articulele mici din aroierea uneia mari se mişcă într-un curent determinat de curgerea aerului din jurul unei articule mari izolate. Într-un fluid aflat în curgere laminară, entru care gradientul vitezei în direcţie normală la direcţia curgerii este Γ, rata de coagulare deinde direct roorţional de acesta, duă relaţia: τ 1 = Γ 6 3 ( d 1 + d2 ) n1n 2 Pentru curgerea turbulentă exresia este asemănătoare celei de mai sus, însă trebuie ţinut cont de vâscozitate Coagularea gravitaţională Coagularea gravitaţională este rocesul de aliire a articulelor mici la cele mai mari care are loc în timul sau în urma sedimentării sub acţiunea gravitaţiei. Ea oate avea loc în regim laminar sau în regim turbulent. Particulele mari sedimentează reede, le ajung din urmă e cele mici, se ciocnesc şi rezultă coagularea (interceţie directă). Notând cu d 1 şi d 2 diametrul articulelor mari, resectiv al celor mici, coeficientul de coagulare este: K d = π d 2 ( v v ) E( d, ) 104

111 5.3.2 Procese de îndeărtare umedă Procesele de îndeărtare umedă a aerosolului sunt rocesele naturale de colectare a aerosolului din atmosferă şi colectarea lui într-un volum redus de aă. Aceste rocese care constau în interacţiunea articulelor de aerosol cu articule de nor, de cristale de gheaţă şi cu reciitaţii solide şi lichide. Particulele de aerosol se vor ataşa sau vor fi catate de hidrometeorii atmosferici şi vor cădea sub formă de reciitaţii la sol. Îndeărtarea umedă a aerosolului este un mecanism natural de colectare a aerosolului oluant sau neoluant şi concentrarea acestuia într-un volum redus de aă. Cel mai imortant roces umed este îndeărtarea oluanţilor de către reciitaţii. Preciitarea este eficientă entru că substanţele oluante sunt concentrate într-un volum mic de lichid. Îndeărtarea umedă a aerosolului oate avea loc: rin reciitaţii lichide (curăţare sub nor) rin interceţie noroasă (imactul articulelor de nor asura aerosolului curăţare în nor) cu ajutorul icăturilor de ceaţă rin căderi de zăadă Formarea nucleelor de condensare (NC) Orice articulă de aerosol oate deveni NC şi atunci ea se numeşte articulă activată. Printre nucleele de condensare, cele mai întâlnite sunt: raful, sarea marină, aerosolii de natură vulcanică, aerosoli de natură antroogenică. Practic, fără aerosoli norii s-ar forma la valori ale umidităţii mult este 100%. În rezenţa aerosolilor norii se formează la valori ale surasaturaţiei de 1% entru norii de aă şi la valori de 30-80% entru cei de gheaţă. Teoretic, activarea ar trebui să aibă loc la valori foarte mari ale umidităţii relative astfel încât, ţinând cont că umiditatea are în general valori sub 100%, doar articulele mari/gigant ar trebui să fie active, ceea ce nu s-a verificat exerimental. Conţinutul articulei de aerosol este în general mixt, fiind un amestec de materiale solubile şi insolubile al căror rocent variază funcţie de loc, sursă de aerosol, etc. Dimensiunea articulei de aerosol variază cu umiditatea relativă iar această variaţie deinde de raortul dintre substanţa solubilă şi aă, ρ ρ = ε, şi de umiditatea la care fracţiunea solubilă formează o soluţie saturată. În timul formării norilor, aerosolii cu rol de NC se activează şi cresc liber ca urmare a difuziei vaorilor de aă. Particula de aerosol creşte ână la dimensiunea entru care surasaturaţia critică este mai mică decât umiditatea relativă. Ea devine activată şi creşte liber şi raid rin condensarea vaorilor de aă, rezultând icătura de nor (ceaţă). Gazele solubile se dizolvă în articulele de aă şi astfel are loc un ti de sălare (atât în nor cât şi sub nor). Astfel are 105 s aa

112 loc, de exemlu, îndeărtarea comuşilor de sulf din atmosferă. Faza aoasă devine mediu de reacţie favorabil entru transformarea comuşilor S(IV) în S(V), aceştia din urmă nefiind volatili şi fiind transortaţi în sol. Dacă aerosolii sunt în formă lichidă nucleaţia este omogenă şi are loc numai în norii de gheaţă iar dacă aerosolii sunt ăn stare solidă nucleaţia este eterogenă şi oate avea loc în ambele tiuri de nori. Preciitaţiile sunt generate atunci când icăturile sunt suficient de mari (raze de cca 1 mm). Creşterea icăturilor are loc rin coalescenţă, condensare şi rocese în gheaţă. Condensarea este mecanismul rincial rin care icăturile de aă cresc raid de la dimensiuni iniţiale de zecimi de μm ână la 10 μm. Umiditatea creşte soluţie aoasă substanţă solubilă substanţă insolubilă Fig Fazele formării nucleului de condensare Pentru dimensiuni mai mari rocesul este mult încetinit; în condiţii de surasaturare, o icătură ajunge abia la cca 0,1 % din cantitatea de aă e care o are o icătură de aă de loaie de dimensiuni medii duă o oră. În interiorul norilor, icăturile mari colectează e cele mici în timul căderii sub acţiunea gravitaţiei. Evident, articulele mari cad mai reede, astfel încât duă un tim articulele mici disar, fie rin coalescenţă, fie rin evaorare, iar norul devine urtător de reciitaţii. Pentru iniţiere reciitaţiilor se consideră că raortul dintre numărul de icături şi volumul de aer trebuie să fie de 1 articulă la 1 litru de aer (10-6 ic/m 3 ) Formarea NI (nucleelor de îngheţare) Observaţiile exerimentale au arătat că există nori de aă la temeraturi sub 0 C, adică aă surarăcită. Temeraturile ot ajunge ână la 20 C. Formarea nucleelor de îngheţare este un roces mai comlicat decât cel a formării NC. Pe de o arte cristalele au o structură comlexă iar e de alta există mai multe moduri în care o articulă de aerosol se oate transforma într-un NI. O osibilitatea este ca aa să fie absorbită direct de la faza de vaori e surafaţa nucleului solid al articulei de aerosol, unde, dacă temeratura este suficient de coborâtă, vaorii sunt transformaţi în gheaţă. Acest roces se numeşte modul de deunere. Un al doilea mod, numit mod 106

113 de îngheţare, resuune ca faza de gheaţă este iniţiată din interiorul unei icături de aă surarăcită de către NI. În sfârşit, în al treilea mod, numit de contact, nucleele de îngheţare iniţiază faza de gheaţă atunci când are loc contactul cu icătura de aă. Toate cele trei moduri de acţiune enunţate deind de temeratură iar modul de deunere deinde în lus de umiditate în sensul că la o temeratură dată concentraţia de NI creşte odată cu umiditatea relativă. Măsurătorile de ână acum arată că valoarea medie a concentraţiei de NI deinde de locul geografic şi, entru acelaşi loc, există variaţii temorale imortante ale nucleelor de îngheţare. Totodată, numărul de NI creşte exonenţial cu descreşterea temeraturii. Nucleele de îngheţare sunt insolubile în aă, lucru observat din anticorelaţia dintre concentraţia de nuclee de îngheţare şi cea a articulelor de aerosol formate din sare marină. Din unctul de vedere al dimensiunii aerosolului care oate deveni nucleu de îngheţare, articulele mari sunt mult mai eficiente decât articulele mici (Aitken). Se are totuşi că acest lucru este legat şi de comoziţia chimică a aerosolului mic. În sfârşit, există şi alte limitări ale transformării aerosolului în NI, determinate de diferenţele de structură cristalografică dintre gheaţă şi substratul de aerosol Efectele globale ale diferitelor tiuri de sălare Îndeărtarea umedă a aerosolului lichid sau solid are loc rin rocese de concentrare, adică rin nucleaţie şi evaorare şi rin rocese de colectare, adică de coalescenţă, acreţie sau sedimentare. Pentru gaze îndeărtarea umedă are loc rin dizolvare, disociere, oxidare sau reacţii la contactul cu aerosolul. Poluanţii gazoşi care sunt solubili în aă sunt absorbiţi în icăturile de aă din nor şi eliminate odată cu căderea reciitaţiilor. În acelaşi tim reciitaţiile antrenează şi aerosolul din atmosferă. Procesul de îndeărtare umedă este deci foarte eficient entru atmosferă însă are dezavantajul că transferă oluantul către sol. Din unct de vedere global, rocesul de îndeărtare uscată este continuu însă mai uţin eficient decât rocesul global de îndeărtare umedă, ce are loc în nori şi sub nori, rin reciitaţii. Figura de mai jos rezintă o estimare a contribuţiilor deunerilor uscate ţi umede funcţie de timul de viaţă al aerosolului exrimat în zile. 107

114 Distribuţia statistică 0 0,10 0,20 Deunere umedă Deunere uscată tim (zile) Fig Distribuţia statistică a deunerilor uscate şi umede în funcţie de tim Îndeărtarea (sălarea) articulelor de aerosol are loc: în nor articulele de aerosol sunt catate de articulele de nor şi de cristalele de gheaţă; sub nor articulele de aerosol sunt catate de reciitaţiile în cădere. Global, un roces de îndeărtare umedă din nor arcurge următoarele etae: I) o fracţiune mare de aerosoli mici (r < 1 μm) este transferată în aa din nor rin difuzia browniană, turbulenţă, fenomene foretice. II) aa oluată este îndeărtată rin reciitare în icături de loaie (acreţie creşterea articulei rin adăugare de alte articule). S-a arătat că rocesul global de îndeărtare umedă are un minim de eficienţă entru articulele cu raze în jurul valorii de 0.1 μm, care se exlică ţinând cont că difuzia browniană domină catarea articulelor cu raze mici, în tim ce imactul inerţial sau coagularea gravitaţională umedă este eficient entru articule mari Efecte foretice În afara celor rezentate mai sus, aerosolul este suus şi unor rocese induse de alte forţe decât cele gravitaţionale. Termoforeza este rocesul de delasare a articulelor determinată de o forţă indusă termic ce aare ca urmare a gradienţilor termici datoraţi încălzirii neuniforme a ansamblului de articule. S-a observat că lângă un cor cu temertură mult ridicată faţă de cea a mediului aerul este ractic lisit de aerosoli. Acest fenomen deinde de numărul Knudsen al articulelor. Dacă Kn>>1, adică entru articule mici, moleculele de gaz din artea mai caldă au energie cinetică mai mare şi deci imulsul lor net este mai mare în artea mai caldă decât în cea rece, dirijând astfel articulele sre direcţia temeraturilor coborâte. Dacă Kn<<1, deci entru articule mari, mecanismul de 108

115 declanşare a termoforezei este mai comlicat entru că surafaţa articulei şi stratul care o înconjoară au gradienţii lor rorii. În esenţă însă se induce tot o mişcare ce are loc în sens ous gradientului de temeratură din gaz. Viteza de delasare termoforetică este dată de o relaţie comlicată care oate fi găsită în literatura de secialitate, însă este bine de ştiut că ea este roorţională cu fluxul de căldură şi invers roorţională cu Kn, fiind nulă entru articule foarte mici, al căror număr Kn. Comarând viteza termoforetică cu cea de sedimentare, de exemlu, se ajunge la concluzia că efectul termoforetic ar trebui luat în considerare doar dacă gradientul termic este foarte mare. Difuzioforeza este rocesul de delasare a articulelor de aerosol indusă de gradienţii de concentraţie dintr-un amestec gazos. Ea are loc într-un gaz în care există un gradient de concentraţia, aşa cum este o incintă în care are loc evaorarea aei. Cu cât distanţa faţă de surafaţa de evaorare este mai mare, cu atât concentraţia moleculelor de aă (deci a vaorilor) este mai mică. Moleculele de aer se îndreată în jos entru a înlocui moleculele de aă care au o mişcare ascensională. Aerosolii vor fi îminşi în sus de aă şi în jos de aer astfel încât, ca urmare a fatului că moleculele de aer sunt mai grele, va rezulta o mişcare netă a în jos. Viteza de delasare difuzioforetică (dată iar de o formulă relativ comlicată) deinde de gradientul molar al gazului care difuzează şi de masa molară a celor două gaze (cel care difuzează şi cel care există în mediu). Ca şi în cazul efectului termoforetic, efectul difuzioforetic devine imortant doar în rezenţa unui gradient foarte mare de densitate. Fotoforeza este rocesul de delasare a aerosolilor asura cărora se exercită un fascicul uternic de lumină. Fotoforeza se oate exlica ţinând cont că, e de o arte, o fracţiune a articulei de aerosol rimeşte o cantitate mai mare de energie electromagnetică iar e de alta, moleculele din jur se încălzesc diferit. Fotoforeza oate fi ozitivă, atunci când fluxul net de articule are loc dinsre sursa de lumină, şi negativă atunci când articulele se îndreată către sursă. Direcţia delasării deinde de caracteristicile otice, de absorbţie, ale articulei. Atât studiile teoretice cât şi măsurătorile au arătat că, în condiţii atmosferice normale, fotoforeza este neglijabilă în atmosferă. În concluzie efectele foretice ot fi neglijate în general în comaraţie cu alte rocese ce au ca efect îndeărtarea aerosolului din atmosferă Deunerile acide Ca urmare a reacţiilor de oxidare a diferiţilor comuşi emişi în atmosferă în atmosferă există aci zi în fază gazoasă (HCL, HNO 3 ), solidă (aerosoli-sulfaţi, nitraţi) sau lichidă (dizolvaţi). Prin rocesele de îndeărtare uscată şi umedă ele sunt deuse e surafaţa terestră, roces denumit deunere umedă. Ploaia acidă este rocesul de îndeărtare a comuşilor acizi rin loaie şi deci 109

116 deunerea acidă curinde loaia acidă, ceaţă acidă, alte forme de deunere uscată, interceoţia nortoasă acidă, etc.). Dizolvare, 2H SO SO sălare în nor 4 2 H 2 SO 4 +H 2 O HNO NO 3 H NO 3 x NH 3 + H + + = NH 4 Deunere uscată natural NH 4 + NO 3 - SO 4 2- Deunere umedă Sursa emisiilor SOL Fig Deuneri acide e sol ca urmare a sălărilor în nor sau sub nor din atmosferă Într-o atmosferă curată o icătură de aa nu are un H neutru, aşa cum s-ar utea crede, ci un H de 5.6, cauzat de dizolvarea CO 2. Dacă există şi oxizi de sulf sau azot, aceştia se transformă în acizi sulfuric şi azotic şi se dizolvă în aa din atmosferă, astfel încât H-ul icăturii de aă scade şi mai mult, devenind acidă. Efectele loilor acidă există de mult tim, încă din secolul XVIII, iar termenul de loaie acidă a fost introdus în 1872 de un chimist englez, Robert Smith. Adevărata dimensiune a roblemei a fost recunoscută sre 1970, când s-a ajuns la concluzia că fenomenul deunerilor acide este unul regional şi global, că transortul oluanţilor în atmosferă are loc între continente, nu numai între ţări şi că efectele deunerilor acide ot fi dezastruoase, mai ales entru viitor. Observaţiile arată că la nivel global loaia are un H curins între 3,6 şi 6.3, interval aflat sub valoarea 7 coresunzătoare teoretic aei naturale. Deoarece aa de loaie NU oate avea acest H în mod natural, se consideră că un H aflat uţin sub 5,6, nu este indicator al acidităţii de natură antroogenică. Multe din observaţiile făcute deasura oceanelor, unde nu există surse de louare, au arătat că aa de loaie are deseori un H de 5 sau chiar 4, aşadar este foarte grea cuantificarea exactă a rocentului de aciditate datorat activităţii umane. Deunerea acidă este rezultatul a două rocese, fie cel de emisie a acidului clorhidric direct în atmosferă, fie ca urmare a oluanţilor secundari (acid sulfuric sau acid azotic)care rezultă în urma dizolvării în aa din atmosferă a oxizilor de azot sau sulf. Deunerile acide ot ave aloc şi atunci când oluanţii reacţionează cu aa (roua, bruma) la nivelul solului. Se estimează că 60-70% din deunerile acide la nivel global sunt rezultatul emisiilor de SO 2, care rezultă din arderi de cărbune, obţinerea metalelor ure din minereuri, eruţii vulcanice, rocese organice. Dintre 110

117 acestea, mai mult de 90% sunt de origine antoroogenică. În ce riveşte oxidul de azot, acesta rovine din arderile de cărbune, etrol, acţiuni ale unor bacterii în sol, incendii forestiere, eruţii vulcanice, din care se are că 95% rovin, totuşi, din acţiuni ale omului. Chiar dacă rincialul resonsabil entru existenţa loilor acide este CO 2 efectul acestuia este mai uţin imortant decât ceilalţi doi comuşi (NO x şi SO 2 ) deoarece aceştia din urmă sunt mult mai solubili în aă şi deci efectul lor asura reciitaţiilor este semnificativ. 5.4 CONTRIBUŢIA ACTIVITĂŢILOR UMANE LA MODIFICĂRILE CLIMATICE Atmosfera este teoretic un sistem termodinamic ce converteşte energia solară în energie mecanică, care, la rândul ei este transformată în energie termică rin frecare. Vremea rerezintă starea instantanee şi evoluţia zilnică, locală, a sistemelor sinotice individuale. Climatul rerezintă vremea mediată entru o regiune, comletată cu măsuri ale variabilităţii sale. Ambele sunt suuse efectelor unor factori externi şi interni, unii dintre aceştia fiind de o imortanţă deosebită în analiza modificărilor climatice. Factorii externi ot fi: - generali (radiaţia solară, sfericitatea Pământului, mişcarea Pământului în jurul Soarelui şi axei rorii, existenţa oceanelor şi continentelor) - regionali şi locali (distanţa faţă de întinderi de aă, relief local, biosfera) Factorii interni sunt: comoziţia atmosferei, stările de instabilitate, circulaţia generală a aerului Variabilitatea climatică Variabilitatea climatică de origine antroologică trebuie deosebită de cea datorată factorilor naturali. Există controverse desre adevărata imortanţă a efectului de seră indus de creşterea concentraţiei gazelor oluante în creşterea temeraturii globale. Este deocamdată foarte dificilă identificarea clară a unui semnal datorat exclusiv efectului de seră amlificat de creşterea concentraţiei de CO 2. Pe de altă arte, existenţa aerosolilor ar duce la răcire, ca urmare a extincţiei radiaţiei datorate absorbţiei sau îmrăştierii acesteia e aerosoli. Ca urmare, răcirea indusă de aceştia ar utea comensa încălzirea datorată efectului de seră. Date desre temeratură există de la mijlocul secolului XIX, din 1860, iar variaţia (ozitivă) a temeraturii de-a lungul ultimului secol este curinsă între 0,3 şi 0,6 C. Există diferite metode de reconstrucţie a temeraturilor înainte de Unele sunt bazate e studii ale straturilor de gheaţă care conţin bule de aer, care 111

118 oferă osibilitatea determinării recise a urmelor de CO 2 şi a altor gaze. Tot din astfel de studii se ot obţine, de asemenea, informaţii desre temeratura oceanului de unde se oate deduce temeratura aerului. Aa grea, care conţine mai mult O 18, se evaoră mai reede când temeratura este mare. Climatul s-a schimbat mereu iar la scale milenare schimbările au fost dramatice. In urmă cu de ani, adică în eoca de gheaţă, temeratura era mai mică cu cca 4-5 C. Ea a înceut să crească semnificativ în urmă cu de ani, erioadă numită Holocen. Pleistocenul se întinde e cca de ani şi recede Holocenul. Variaţiile relativ bruşte ale temeraturii la scală atât de mare de tim (zeci de mii de ani) sunt conectate cu schimbări ale înclinării axei de rotaţie a Pământului iar cele mai mari au legătură cu modificare traiectoriei Pământului în jurul Soarelui. Studiile care se ocuă cu evaluarea temeraturii globale în trecut sugerează că activitatea solară influenţează temeratura globală. Un criteriu de măsură al activităţii solare este numărul de ete solare. Deşi o arte din studii arată corelări ale unor fenomene meteorologice cu numărul de ete solare, în tim ce altele sunt mai rezervate, influenţa activităţii solare asura climatului nu oate fi tăgăduită. Dificultatea unei estimari reale constă în fatul că există mai multe canale rin care Soarele influenţează climatul. Cea mai la îndemână este variabilitatea radianţei solare care are efect direct asura bugetului energetic lanetar. SE estimează c o scădere a radianţei cu 0,1 % menţinută e arcursul unui deceniu roduce o răcire semnificativă. O scădere de 2-5% oate aduce Pământul în era glaciară. Deşi măsurătorile ale radianţei solare au înceut sistematic din 1979, există estimări ale acesteia bazate e determinări ale concentraţiilor de izotoi atomici C14 şi Be10, care sunt efectul radiaţiilor cosmice. Acestea, la rândul lor, sunt şi ele un indicator al activităţii solare. Cu cât aceasta este mai ridicată, cu atât radiaţiile cosmice scad în intensitate. Pe de altă arte, variaţiile radianţei solare au loc ca rezultat a două fenomene: etele solare, care, fiind mai reci, scad radianţa (însă cresc energia radiativă a razelor UV), şi faculele, care, fiind mai strălucitoare decât restul surafeţei solare, contribuie la creşterea, e ansamblu, a radianţei solare. Măsurătorile şi estimările radianţei solare arată că, în rezent, activitatea solară se aroie de nivelul celei din 1200, erioadă caracterizată rintr-o temeratură globală de asemenea mai ridicată, arată că, în ultimul secol, activitatea solară se atinge de un maxim istoric. Pentru emisfera nordică (cea sudică este dominată de ae; în lus există mult mai observaţii vechi în emisfera nordică) s-a observat că variaţiile de temeratură se corelează cu cele ale radianţei solare totale. Norii joacă un rol determinant în bugetul radiativ astfel încât acoerirea noroasă cu un anumit ti de nori este unul dintre cele mai imortante elemente ale climatului. Se estimează că efectul norilor asura climatului este de 10 ori mai mare decât cel al dioxidului de carbon. Există studii care confirmă fatul că acoerirea noroasă se corelează atât cu intensitatea radianţei solare cât şi cu fluxul de radiaţie cosmică. Se observă că în anii cu activitate solară crescută şi cu flux de 112

119 radiaţie cosmică scăzut (cele două mărimi sunt mereu anticorelate) acoerirea noroasă de laaltitudine joasă este scăzută faţă de anii în care activitatea solară/fluxul de radiaţii cosmice este crescută/scăzut. Toate acestea sugerează că, măcar o arte din încălzirea globală e care o trăim în rezent, ar utea avea cauze naturale. Controversele nu se oresc însă aici, deoarece o arte din studii arată că o variaţie de 1% a radianţei solare atrage duă sine o variaţie a temeraturii de 2 C. Cum variaţia radianţei în ultimul secol este în medie de 0.13%, ar trebui ca temeratura să fi crescut doar cu 0.26 C şi nu cu 0.6 C, aşa cum se estimează în rezent. În lus, cu cât ne aroiem de rezent, diferenţa între cele două valori (variaţia datorată radianţei şi cea reală) creşte, ceea ce este o dovadă a fatului că încălzirea globală excesivă din ultimii ani are cauze antroologice. O cauză imortantă a variabilităţii climatice este modificarea surafeţelor terestre (având cauze naturale şi antroologice): secetă, defrişări, cultivări,, crearea lacurilor artificiale, urbanizare. O imortanţă deosebită asura climatului o are albdo-ul. Se areciază, de exemlu, că transformarea savanei în deşert măreşte albedo-ul de la 0.16 la 0.35 iar defrişările de ăduri troicale şi transformarea lor în savane dublează albedo-ul de la 0.8 la 0.16, etc Aerosolul şi climatul Datorită rorietăţilor sale, aerosolul oate avea efecte imortante asura climatului, în mod secial la scală locală şi regională, însă la diferite scale temorale. Princialul efect al aerosolului este cel radiativ. Efectele aerosolului ot fi clasificate în: - efecte directe, cum sunt cele datorate îmrăştierii şi absorbţiei radiaţiei solare incidente şi reflectate recum şi a radiaţiei terestre - indirecte efectul asura norilor Efectul indirect este oate chiar mai imortant decât cel direct deoarece cea mai mare incertitudine în modelele climatice este legată de răsunsul norilor la creşterile concentraţiilor gazelor cu efect de seră ş de efectul cumulativ al acestora asura climatului. Norii înalţi au efect ozitivi (încălzesc Pământul rin efect de seră) în tim ce norii joşi au efect negativ entru că reflectă radiaţia solară înaoi în saţiu. Efectul cumulativ al norilor este de scăderea a radiaţiei incidente, deci de răcire globală. Ambele efecte cumulate duc la efecte de răcire şi încălzire care nu sunt indeendente şi între care există relaţii de feed-back, multe dintre ele încă necunoscute. Revenind la efectul direct al aerosolului, măsurători ale temeraturilor în urma îmrăştierii radiaţiei e articule fine au arătat că în astfel de cazuri extincţia radiaţiei are ca rezultat o scădere a temeraturii. Este favorizată reflexia radiaţiei rimite către saţiu, cu efect de răcire a atmosferei. Energia reflectată este aroximativ roorţională cu masa columnară, măsurată în g/cm 2. La latitudini mari, răcirea indusă de aerosoli are acelaşi efect în valoare absolută, dar ousă ca semn, 113

120 ca încălzirea surafeţei rin efect de seră datorată dublării concentraţiei actuale de CO 2 (modelare teoretică a bilanţului energetic). Dacă se iau în considerare efectele combinate ale norilor şi aerosolului şi albedoul surafeţei, rezultă că surafeţele ti deşert, gheaţă sau iarbă uscată se încălzesc. Încălzirea devine imortantă entru zone în care la altitudini stratosferice se află vaori de aă. Un alt efect direct, uşor observabil, este scăderea vizibilităţii în zonele în care există concentraţii ridicate de aerosol, în rimul rând datorită difuziei luminii în toate direcţiile de către aceştia. Efectul indirect este urmarea activării aerosolilor şi transformarea lor în NC entru ceaţă. Cele mai bune observaţii şi studii în legătură cu efectul aerosolilor asura climatului au fost făcute în timul şi duă eruţiile vulcanice. Cantitatea de raf introdusă în atmosferă duă o eruţie imortantă oate fi foarte mare. Cenuşile vulcanice rămân susendate în atmosferă 1-2 ani iar efectele lor asura climatului, şi nu numai, sunt dramatice, aşa cum s-a întâmlat de exemlu, în 1883, când eruţia vulcanului Krakatoa a rodus scăderea medie a temeraturii globale cu 0,5 C tim de aroximativ 12 luni în tim ce măsurătorile intensităţii luminii solare efectuate la sol au arătat o scădere a acesteia cu 10% Încălzirea globală Încălzirea globală este sugerată de existenţa mai multor fenomene. Cea mai clară dovadă este analiza variaţiei temeraturii, care, în 140 ani, a crescut cu 0.5 C. Din ultimii 140 de ani, 1998 a fost cel mai călduros an, şate din cei mai fierbinţi ani sunt duă 1990, secolul XX a fost cel mai cald din ultimul mileniu. În afara valorilor crescute ale temeraturii există şi alte semne ale încălzirii globale, ca, de exemlu: dezintegrarea unor limbi de gheata din Antarctica din între anii 1995 şi 2000, retragerea şi toirea unor gheţari (Muntele Kenya, Alaska, Montana, Ali), ridicarea nivelului mării, creşterea temarturii globale ale oceanelor, ş.a.m.d. Oceanele acoeră cca 70% din surafaţa terestră şi sunt rincialii redistribuitori ai energiei solare, e lângă atmosferă. Redistribuirea întregii energii solare se face la o scală temorală de decenii sau chiar secole. Deoarece concentraţia de gaze cu efect de seră nu este constantă, temeratura măsurată la un moment dat nu este cea de echilibru, atingerea temeraturii de echilibru făcându-se duă cca ani. Din această cauză nu se oate arecia dacă încălzirea globală se datorează creşterii concentraţiei gazelor de seră numai din măsurătorile de temeratură Efecte ale încălzirii globale Un efect al încălzirii globale ar utea fi toirea stratului de gheaţă din vestul Antarcticii, din care cea mai mare arte se află sub nivelul mării. De asemenea, oate fi afectata viteza cu care stratul de gheaţă ajunge în ocean şi se sarge în aisberguri. Ca urmare, oceanul ar rimi un flux de 114

121 aă dulce şi rece care va modifica atât salinitatea, cu efecte asura biosferei, şi curenţii oceanici, cu efecte asura climei. Creşterea salinităţii ar avea şi efecte asura dinamicii interne a oceanelor, entru că ar reduce curenţii vertical şi care au loc în zona insulelor Groenlanda şi Islanda, ceea ce, la rândul său, ar stoa un curent de aă adâncă ce circulă din Oceanul Atlantic către Oceanul Indian şi Pacific, care determină cantitatea de reciitaţii şi temeratura în zonele resective. Toirea gheţii are ca efect şi scăderea albedoului acelei surafeţe, cu feed-back ozitiv asura climatului (accelerarea încălzirii). Formarea uraganelor resuune, în afară de anumite condiţii de umiditate şi resiune atmosferică, o temeratură a aelor oceanelor de minim 26C. Dacă temeratura globală creşte, surafeţele de aă mai caldă decât această temeratură de rag vor fi mai mari, având dret consecinţă creşterea numărului de fenomene meteorologice extreme recum şi extinderea acestora sre zone care acum sunt calme. Pentru zonele de latitudine medie climatul este determinat de gradientul de temeratură dintre Poli şi Ecuator. Una din urmările încălzirii globale este scăderea valorii acestui gradient la surafaţă şi creşterea acestuia la înălţime recum şi creşterea cantităţii umidităţii din atmosferă ca urmare a evaorării mai raide în rezenţa temeraturii mai mari. Umiditatea crescută este si ea un factor determinant în formarea furtunilor. Încălzirea globală are ca efect modificarea regimului loilor şi vânturilor şi osibilitatea modificării globale a regimului vânturilor rin delasarea centrului ciclonic sre latitudine medie. O altă categorie de efecte ale încălzirii globale este cea a schimbărilor roceselor chimice din atmosferă, nu numai ca urmare a variaţiilor de temeratură şi reciitaţii dar şi ca urmare a schimbărilor în dinamică, vegetaţie, etc. La rândul lor, acestea influenţează climatul. Cantitatea de vaori de aă se schimbă, ceea ce afectează cantitatea de ozon, care este un gaz cu efect de seră, astfel încât variaţiile în concentraţia sa afectează climatul. Gazele care afectează climatul sunt vaorii aa, dioxidul de carbon, ozonul, metanul, dioxidul de azot, CFC+11 şi CFC+12. În afara de aă şi ozon, toate celelalte înregistrează variaţii ale căror origini sunt de natură antroologică. Fără a intra în detalii, fiecare dintre acestea contribuie la evoluţia climatului. Bioxidul de carbon, CO2, este cel mai imortant dintre gazele cu efect de seră cu rol în încălzirea globală, duă vaorii de aă. Variaţiile de CO2 la scală milenară sunt strâns legate de variaţiile climatice. Trebuie secificat însă că nu se ştie la ora actuala care dintre variaţii a determinat-o e cealaltă in trecut. Concentraţia la nivelul anului 1800 era de 270 m, în tim ce la ora actuală ea atinge 350 m sau chiar mai mult. În era reindustrială 98,1% din cantitatea de CO 2 se afla stocată în oceane şi 1,9 în atmosferă. La ora actuală se estimează că doar 80-85% din cantitate este reluată de oceane iar restul rămâne în atmosferă. Aceasta se datorează fatului că ciclul carbonului are loc într-un tim de zeci de mii de ani, astfel încât o emisie mai mare de carbon în atmosferă nu oate fi echilibrată raid rin absorbţia acestuia de oceane. Sre deosebire 115

122 de alte gaze, CO 2 nu este îndeărtat rin alte rocese chimice. S-a estimat că din 100 de molecule de CO 2 lasnate în atmosferă, 6 din ele se dizolvă în ocean în rimul an, 29 în rimii 10 iar toate disar abia duă mai mult de 1000 de ani. La ora actuală se resuune că, dacă arderile de combustibil fosil (cărbune) continuă în acelaşi ritm, concentraţia de CO 2 oate atinge nivelul maxim de 400 m, care este valoarea maximă atinsă în ultimul milion de ani. Aşa cum am arătat mai sus, odată introdus în atmosferă CO 2 rămâne aici entru secole Prognoze entru schimbările climatice La ora actuală ărerile ştiinţifice în legătură cu acest asect se situează la oli ouşi. La unul dintre ei se află oamenii de ştiinţă care afirmă că încălzirea globală este determinată de activitatea umană iar efectul indus de concentraţiile de oluant ar fi mult mai imortant dacă nu ar fi contrabalansat de o răcire globala care cauze antroologice. La celălalt se află cei (cu mult mai uţini) care contestă încălzirea globală şi care, în cazul recunoaşterii ei, o un e seama fenomenelor naturale. Este foarte osibil ca încălzirea datorată gazelor de seră să fie mascată de o răcire determinată de aerosoli sau de o rezenţă crescută a norilor. În afara CO 2 un alt oluant, SO 2, rerezintă o sursă foarte imortantă de NC entru nori. Creşterea concentraţiei acestuia, aşadar, ar avea ca efect indirect răcirea globală. Chiar dacă creşterea temeraturii înregistrată în ultimul secol ar avea numai cauze naturale, creşterea concentraţiilor gazelor de seră este anumite limite va avea efecte imortante asura climatului. Ozonul acţionează asura climatului în două sensuri: datorită absorbţiei radiaţiilor UV are efect de răcire asura sistemului Pământ troosferă, iar datorită absorbţiei şi îmrăştierii radiaţiei IR emise de Pământ are efect de încălzire. O schimbare în radiaţia medie netă la trooauză are ca rezultat o variaţie a bugetului radiativ în sens ozitiv (care duce la încălzire) sau negativ (care are ca efect o răcire globală). Modificările concentraţiei vaorilor de aă se regăsesc în variaţii ale comuşilor hidroxil, care la rândul lor au rol în formarea ozonului, în îndeărtarea CH 4 şi CO 2. Oraşele sunt surse desimortante de energie, chiar dacă nivelul acesteia nu este la nivelul celei schimbate de Pământ cu Soarele. Totuşi, în aglomerările urbane mari temratura la sol oate creşte cu ână la 10 C faţă de exterior, generând asa numită calotă urbană. O astfel de sursă de energie termică generază modificări imortante în circulaţia atmosferică, în regimul loilor şi al vânturilor. Cel mai des întâlni efect este iniţierea unei acţiuni convective raide care duce la formarea de nori cumulonimbus şi la furtuni locale, accentuate şi de o eventuală trecere a unui front rece. La nivel global este osibilă nivelarea gradientului termic dintre oli şi Ecuator, care este sursa esenţială a circulaţiei atmosferice actuale, ca urmare a creşterilor temeraturilor în zonele 116

123 temerate. Rezultatul ar fi ătrunderea mai accentuată a aerului olar către latitudini medii şi extinderea regiunilor de formare şi dezvoltarea a ciclonilor către zone temerate. 117

124 6. ELEMENTE DE HIDROLOGIE 6.1 GENERALITĂŢI Hidrologia studiază circulaţia şi distribuţia aelor e toate saţiile, interacţiunea acestora cu mediul şi cu activităţile umane. Ciclul hidrologic este rocesul de circulaţie a aei considerat ca sistem închis. Un sistem curinde sistemul atmosferic (meteorologic), sistemul oceanologic şi e cel hidrologic. În orice sistem există intrări şi ieşiri. Intrările sunt rerezentate de orice ti de reciitaţii (loaie, zăadă, aă rezultată din condesarea vaorilor, grindină). Ieşirile au loc sub forma curgerilor e versanţi, râuri, transortate de aluviuni recum şi sub forma evaotransiraţiei. In figura de mai jos sunt schematizate rocesele care articia la circuitul aei din si insre sol. Condensare Advectie Condensare Preciitatii Preciitatii Sublimare Gheata si zaada Ocean Evaorare Curgeri e versant Curgeri subterane Infiltratii Transiratie Umiditate sol Ae subterane Evaorare Lac Curgeri Fig Intrări si ieşiri Preciitaţii lichide Ploaia este elementul meteorologic rincial de intrare într-un bazin hidrologic (considerat sistem închis). Procesele rin care vaorii de aă din atmosferă condensează şi ot roduce nori, din care aoi cad reciitaţii, sunt descrise într-un caitol anterior. Reamintim că, dacă temeratura este este zero grade Celsius reciitaţiile cad, în general, sub formă de 117